典型岩溶丘陵区生长季土壤CO2、CH4通量研究

刘九缠，孙玉川，2，沈立成，刘宁坤，吴 超，游贤慧，王正雄

（1.西南大学地理科学学院/岩溶环境重庆市重点实验室，重庆 400715；2.中国地质科学院岩溶地质研究所/国土资源部、广西岩溶动力学重点实验室，广西 桂林 541004）

大气中CO2、CH4的辐射增温效应分别占温室气体总效应的56%和15%［1］，而二氧化碳、甲烷对强化温室效应贡献量分别居第1、第2位［2］，在过去的几十年中，大气中的CO2、CH4浓度分别以0.5%和0.8%的速度增长［3］。以往对于土壤CO2、CH4通量的研究多集中在非岩溶区，如东北森林土壤［4］、华南森林土壤［5］、滨海湿地［6］及红树林土壤［7］等。在岩溶地区，房彬等［8］对贵阳附近灌丛林研究发现土壤CO2、CH4通量具有明显的季节变化，且表现为CO2源、CH4汇；程建中等［9］采用气象色谱法研究了不同土地利用下土壤中CO2浓度与地表CO2通量的季节变化及其相关关系，结果表明地表CO2排放强烈依赖于土壤中CO2浓度积累和分布。据估算，全球陆地生态系统通过土壤呼吸每年排放到大气的碳通量为64～100 Pg，是化石燃料排放量的11倍［10-13］。我国西南地区是世界上面积最大、最集中连片的岩溶区［14］，岩溶丘陵区作为西南地区重要的岩溶地貌类型，植物对岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量的影响较大，而对岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量研究的不足严重影响了碳通量的精确估算，因此探究岩溶丘陵区土壤表面有植被覆盖和无植被覆盖的CO2、CH4通量及其日变化特征对于碳通量的研究意义重大。

本研究选择国家“十一五”科技支撑计划的实施样区重庆市南川岩溶丘陵为研究区，通过观测土壤表面有草、无草CO2和CH4通量变化特征，结合土壤温、湿度，分析了岩溶丘陵区生长季土壤表面CO2、CH4通量的变化特征及其影响因素，分析地表植物对土壤表面CO2、CH4通量的影响，同时探讨岩溶丘陵区土壤表面CO2、CH4通量的日变化模式。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于重庆市南川区南平镇（106°56′15″ ～107°0′30″ E，29°05′30″～29°0′10″N）境内（图1），地处南川市西南部边缘，距市区25 km，地形总体呈西高东低，中间为U型河谷平缓带，两边为浅丘，大部分属浅丘地貌，部分地区为低山地貌，海拔578～1 031 m，相对高差453 m，平均海拔690 m，地层为三叠系嘉陵江组地层。该区主要发育黄色石灰土和黄壤，土层薄厚不均，大部分土壤含碳酸钙，植物类型主要以亚热带灌乔木分布最广，用材林主要树种为马尾松、杉木、柏树、香樟，灌木林主要有杜鹃、马桑等树种，人工林主要是马尾松、杨树、花椒等树种，但造林比较分散零星，不成规模，且人工林主要处于生长初期，郁闭度较低。研究区平均气温16℃，极端最高温度39.8℃，极端最低温度-5.3℃，平均年降水量1 300 mm，最大年降水量1 528 mm，最小年降水量826 mm。

1.2 研究方法

图1 研究区位置示意图

如图1所示，选择4个林地（多为人工造林地，有乔木生长，依次为坡改梯、弃耕地、杨树林、花椒林）和附近3个草地（多生长杂草，无乔木，依次为荒地、非坡改梯、金银花），在每个林地和草地内选择平缓地带分别安装2个静态暗箱。一个静态暗箱内部地表无草，即每月采样前割草，保证土壤表面无植被覆盖；另一个内部表面不割草（有草），即每个采样点2个土壤监测点，共14个土壤通量监测点，监测有草和无草对土壤表面CO2、CH4通量的影响。

于2017年4～9月，采用密闭静态箱法［15］对14个土壤监测点进行土壤表面有草和无草CO2、CH4通量的监测（研究区内林地和草地相间分布，因此随机选择了14个土壤监测点，其中8个土壤监测点位于林地，6个土壤监测点位于草地）：将不透明密闭箱（箱体尺寸为40 cm×40 cm×40 cm，顶部有小风扇和采气孔）罩在铁槽上（铁槽底部提前打入土中5 cm），铁槽中注水使其密封，避免箱内与外界气体交换。在密封后0、5、10、15 min分别用20 mL注射器（带有3通阀）同时抽取2份箱内气体，并旋紧阀门（每月采集气体1次，每个监测点采样时间为15 min，每次间隔5 min，共采集4次；因此每月14个土壤监测点共采集112袋气体，连续采集6个月，所有样品均采自生长季）。气体样品送回实验室并用气相色谱仪（Agilent 7890A，配微池TCD和FID检测器）在3 d内测定CO2、CH4浓度，计算CO2、CH4通量［16］，公式如下：

式中，F为t时CO2或CH4的排放通量（mg/m2·h），H为水面以上采样箱高（m），M为被测气体摩尔质量，Ta为空气温度（K），P为采样点气压（×105Pa），dc/dt为采样时气体浓度随时间变化的直线斜率。

在每次监测土壤CO2、CH4浓度时在旁边利用环刀法采集5 cm深度土样，土样经烘干测定含水率和容重；土壤有机碳测定采用重铬酸钾氧化-油浴加热法（GB 7857-87）；温度用便携式温度测定仪（FLUKE 51 II）测定，每隔5 min测定1次，以准确计算CO2、CH4通量（表1）。

表1 研究区生长季土壤理化性质

2 结果与分析

2.1 岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量变化特征

2017年4～9月观测期间，14个土壤监测点都表现为CO2源，其中有草土壤CO2通量均值为552 mg/m2·h，无草土壤CO2通量均值为352 mg/m2·h，无草土壤CO2通量仅为有草土壤的64%，有草土壤CO2通量明显高于无草土壤的（图2），二者的变化特征相似且存在显著差异（图3）；有草土壤CO2通量随温度的升高而升高，在7月中旬达到最大值735 mg/m2·h，随着重庆伏旱的加剧（图4），至8月有草土壤CO2通量降至最小值361 mg/m2·h；无草土壤CO2通量随温度的升高而升高，在7月中旬达到最大值462 mg/m2·h，在8月重庆伏旱最严重时无草土壤CO2通量降至最小值195 mg/m2·h，而随着9月初降雨的到来无草土壤CO2通量再次升高。

土壤CH4通量变化趋势见图2，14个监测点土壤整体表现为CH4汇，其中有草土壤CH4通量均值为-80 µg/m2·h，无草土壤CH4通量均值为-75 µg/m2·h，有草土壤CH4通量与无草土壤CH4通量随时间的变化特征相似且而二者大小相近，无显著差异（图3）；土壤CH4通量随温度的升降无明显变化规律，最大吸收量-131 µg/m2·h出现在8月，最小吸收量-28 µg/m2·h出现在4月。

图2 土壤CO2、CH4通量变化特征

图3 有草、无草土壤CO2、CH4通量的相关性

图4 土壤表层温度和含水率变化特征

2.2 岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量的日变化特征

2017年6月20～21日，土壤表现为CO2源，其中有草土壤CO2通量均值为506 mg/m2·h，无草土壤CO2通量均值为273 mg/m2·h，有草土壤表面CO2通量明显高于无草土壤表面CO2通量，且二者的变化特征相似（图5）；有草土壤CO2通量在下午15：00后随温度的降低而降低，至凌晨6：00达到最小值385 mg/m2·h，之后随温度的升高而升高，并在中午12：00达到最大值636 mg/m2·h；无草土壤CO2通量变化特征与有草CO2通量特征相似，在凌晨6：00达到最小值185 mg/m2·h，在中午12：00达到最大值 375 mg/m2·h。

图5显示，在日变化尺度上，土壤也表现为CH4汇，其中有草土壤CH4通量均值为-72 µg/m2·h，无草土壤CH4通量均值为-68 µg/m2·h，有草土壤CH4通量与无草土壤CH4通量随时间的变化特征相似且而二者大小相近；土壤表面CH4通量随温度变化无明显的规律，最大吸收量-157 µg/m2·h出现在凌晨6：00，最小吸收量-14 µg/m2·h出现在上午9：00。

图5 土壤表面CO2、CH4通量日变化特征

2.3 岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量与温度、湿度的关系

由岩溶丘陵区土壤表面CO2通量与土壤温度关系（图6）可知，有草土壤CO2通量与土壤温度呈正相关关系（R2=0.366），无草土壤CO2与土壤温度也呈正相关关系（R2=0.389）；有草土壤CO2通量随土壤温度升高先保持稳定，之后呈指数上升趋势，而无草土壤CO2通量随土壤温度的升高而平缓上升。土壤CH4通量与土壤温度则无明显的相关关系，这可能是由于生长季气温较高（20℃以上，表1、图4）、温差较小，土壤CH4通量对温度变化不敏感所致。岩溶丘陵区土壤CO2、CH4通量与土壤湿度均无相关关系，这可能是在暗箱环境下，土壤湿度变化较小，土壤CO2、CH4通量受到湿度的变化影响较小，而生长季降水较多，土壤湿度较高，除伏旱（7、8月）外土壤湿度变化较小，因此对土壤表面CO2通量、土壤CH4通量的影响较土壤温度小。

图6 土壤CO2通量与土壤温度的相关性

3 结论与讨论

本研究结果表明，岩溶丘陵区土壤在生长季表现为CO2源、CH4汇，植被覆盖对土壤CO2通量具有明显影响，有草土壤CO2通量明显高于无草土壤，而土壤表面有草和无草CH4通量则无明显差别，说明在生长季地表植被覆盖是影响土壤CO2通量的重要因素，而地表植被覆盖对土壤CH4通量的影响较小。在生长季日变化尺度上，土壤也表现为CO2源、CH4汇，有草土壤CO2通量明显高于无草土壤，且二者的变化特征一致；而土壤CH4通量受到植被覆盖的影响较小。土壤CO2通量与土壤温度呈正相关关系，而土壤CH4通量则与土壤温度无相关关系，表明土壤温度是影响岩溶丘陵区生长季土壤CO2通量的主要因子。土壤湿度是影响土壤CO2、CH4通量的重要因素，而在生长季由于土壤湿度变化较小，土壤湿度对土壤CO2、CH4通量的影响较小。

3.1 植被对土壤表面CO2、CH4通量变化的影响

植被可通过影响土壤微生物数量和活性，土壤结构，土壤有机质数量、质量和根系呼吸速率来影响土壤呼吸，从而影响土壤CO2通量［17］。本研究利用静态箱探究土壤表面CO2通量，发现有草土壤CO2通量明显高于无草土壤。前人研究表明，土壤CO2通量除化学氧化产生以外，主要是由植物根系自养呼吸和微生物异养呼吸产生；除草后地表植被受到破坏，影响了植物根系自养呼吸和微生物活动，并导致表层土壤缺失，土壤表面有机碳含量下降，造成微生物分解有机碳产生的CO2量减少，导致土壤表面CO2通量出现明显下降。土壤表面CH4通量受到植被类型、土壤温度和水分、土壤类型等因素的影响，其中植被在CH4排放过程中可以释放根系分泌物和凋落物等为产甲烷菌提供底物［18-19］，通过根系释放氧气氧化内源甲烷［20-21］，为甲烷释放提供通道［22-23］；除草后土壤表面CH4通量无明显变化，即除草对于土壤表面CH4通量没有影响。这可能是由于除草虽然导致土壤表面植被破坏，表层土壤变疏松，但植被根系依然完好，在暗箱环境下土壤温湿度变化较小，因此无草土壤表面CH4通量无明显变化。

3.2 土壤CO2、CH4通量日变化特征分析

生长季（6月）昼夜监测结果显示岩溶丘陵区土壤表现为CO2源、CH4汇，土壤CO2通量与温度的变化特征一致，这可能是由于随着温度的升高，植物根系和微生物活性随之增强，导致土壤CO2通量升高；而随着温度的持续下降植物根系和微生物活性又变弱，导致土壤CO2通量再次降低；相较于土壤CO2通量，土壤表面CH4通量随温度的变化无明显的规律。无草土壤表面CH4通量变化特征与有草CH4通量特征相似，在早上6：00达到最大值，在早上9：00达到最小值，这可能是由于日出前温度达到最低值，此时无草地表凝结了最多的露水，形成还原环境更利于CH4的产生，导致土壤表面CH4通量达到最大值；而随着日出后表层土壤水分的蒸发，地表缺氧环境改善，土壤表面CH4通量逐渐降低，最终CH4通量出现最小值。

3.3 温、湿度对土壤CO2、CH4通量变化的影响

土壤温室气体排放是一个极其复杂的生物学过程，影响因素较多，因此了解土壤温室气体排放量与环境因子的关系对研究土壤温室气体排放的动态变化具有重要意义［24-26］。土壤温度和湿度是影响土壤温室气体排放的环境因子中最重要的两个因素［27-28］。由于土壤温度和湿度的配置不同，导致土壤温室气体排放的季节差异［29-30］，土壤温、湿度在生长季较高，导致土壤微生物和土壤根系活性增强，因此土壤表面CO2、CH4通量较高［31］。土壤表面CO2通量在8月份出现最低值，这可能是由于8月份重庆正值一年中伏旱最严重的时候，高温少雨，土壤含水率远低于其他月份，造成土壤微生物和土壤根系活性严重降低，导致土壤CO2通量下降［32-33］。土壤表面CH4通量在8月份出现吸收峰、在4月份出现吸收低值，这可能是由于8月份重庆气温处于最高值，加之伏旱严重，土壤含水率出现最低值，土壤温度和含水率达到CH4排放的最优配置［34］，从而造成土壤表面CH4通量出现吸收峰；而4月份重庆正值雨季初，土壤温、湿度均较低，此时土壤处于氧化条件下，土壤CH4产生菌群落活性较低，导致土壤CH4氧化增强而排放减弱［35］，因此土壤CH4通量出现最低值。