土壤湿度对中国南部热带森林土壤甲烷吸收的影响

李君怡,席 毅,赵俊福

1 北京大学城市与环境学院, 北京 100871 2 海南省生态环境监测中心, 海口 571126

甲烷(CH4)是仅次于二氧化碳(CO2)的第二大温室气体,尽管它在大气中的浓度只有CO2的0.45%,其增温潜势却是CO2的28—34倍[1]。在过去的几十年,大气CH4的浓度不断上升,到2020年,已经达到1873 mm3/m3[2]。大气CH4浓度的增长是CH4排放与吸收平衡之后的结果。根据最新的全球甲烷排放收支(2008—2017)[3],全球CH4年排放量约为576(550—594)Tg/a,主要来源于水稻田、湿地、海洋以及化石燃料的开采与燃烧。全球CH4年吸收量约为556(501—574)Tg/a,主要通过在对流层中与羟基自由基发生氧化还原反应、向平流层传输、在通气条件下被土壤中的甲烷氧化菌氧化消除[4]。土壤产甲烷过程是缺氧环境中有机质分解的核心环节,而甲烷氧化是缺氧-有氧界面的重要微生物过程[5]。既往研究显示,土壤甲烷通量存在较大的时空差异[6],气候[7]、植被类型[8—9]、底质可利用性[10]等影响CH4产生、氧化、传输过程的因子都将引起CH4通量的变化。气体扩散率随土壤充气孔隙的增加而增加,影响土壤的通气状况且控制土壤与大气间的气体交换。在温带森林[11—15]和温带草地[16—18]的实地研究中,观测到CH4通量与土壤温度、土壤湿度的季节动态呈现一致性。然而,对于热带地区的土壤CH4通量与环境因子之间的关系却鲜有研究。

热带森林土壤是大气CH4一个重要的汇[19],在全球甲烷收支中发挥着重要的作用。一项基于318个站点(包含62个热带森林站点)的全球土壤甲烷吸收的荟萃分析表明,热带森林土壤的CH4吸收量约为4.65 Tg CH4-C/a,约占全球土壤CH4吸收量的28%[20]。另有研究表明,热带森林土壤CH4的吸收量在近几十年正在逐步增加[21]。然而,由于气候类型的多样性及森林结构的复杂性,有关热带森林土壤CH4吸收对全球变化的响应及机制的认识仍十分有限。相较于寒带森林[22—24]和温带森林[25—26],目前热带尤其是东南亚的CH4通量观测较少。东南亚的热带森林土壤是甲烷的源还是汇尚不清楚,其土壤CH4通量的量级大小、季节动态、驱动因子亟需进一步的研究。

吊罗山国家森林公园位于我国海南省东南部,是我国重要的热带森林保护区之一。本研究通过对吊罗山热带森林土壤原位甲烷通量及相关环境因子连续两年(2016年9月至2018年9月)的观测,旨在分析热带森林土壤甲烷通量的季节变化规律及其与环境因子的关系,研究结果将为东南亚地区长时间甲烷通量观测及热带森林土壤甲烷汇的估算提供数据支持。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

本研究选取海南省吊罗山国家森林公园(18°43′—18°58′N,109°43′—110°03′E)为研究区域(图1的红色五角星处)。该公园位于海南省陵水县、保亭县和琼中县交界处,总面积3.8万hm2,是我国重要的热带森林保护区之一。气候属热带海洋性气候,全年暖热,降水丰沛。年降水量1870—2760 mm,年均气温24.4 ℃,最冷月平均气温15.4 ℃,月均相对空气湿度80%—85%[27]。

图1 研究区地理位置Fig.1 The geographical location of the study area

由于吊罗山公园地形起伏较大,山顶和山脚分别是典型的山地森林和低地森林,因此本研究分别在山顶(海拔为970 m)和山脚(海拔为260 m)布设两个样地。山脚的母岩为黑云母花岗岩,土壤类型以山地赤红壤为主,主要组成树种有青梅(Vaticamangachapoi)、钝叶新木姜子(Neolitseaobtusifolia)、光叶巴豆(Crotonlaevigatus)、子凌蒲桃(Syzygiumtephrodes)、琼榄(Gonocaryumlobbianum)和九节(Psychotriarubra)等。山顶的母岩为花岗岩,土壤类型主要为山地黄壤,主要组成树种有陆均松(Dacrydiumpierrei)、丛花山矾(Symplocospoilanei)、楔叶柃(Euryacuneate)、五列木(Pentaphylaxeuryoides)、红鳞蒲桃(Syzygiumhancei)和脉叶虎皮楠(Daphniphyllumpaxianum)等[27]。位于山顶的热带山地森林和位于山脚的热带低地森林均为20世纪70—80年代择伐后天然更新的次生林,林下基本无草本层,两类森林的土壤基本理化性质如表1所示。地表常年有凋落物覆盖,山顶样地的凋落物多于山脚样地。凋落物的主要组成是叶片,树枝及果实较少。

表1 热带山地森林和热带低地森林的土壤基本理化性质Table 1 Soil physical and chemical properties in tropical lowland and montane forest

1.2 样品采集与处理

在研究区山顶和山脚进行CH4通量、CO2通量及主要环境因子包括土壤温度和土壤湿度的测量,于2016年9月至2018年9月每月测量1次。受地形因素的影响,设置山顶样地大小为50 m × 50 m,山脚样地的大小为30 m × 30 m。样地的地理位置如图1所示。在每个样地中,分别沿对角线选取三个样方(10 m × 10 m),布设土壤呼吸环以测量土壤的甲烷通量和二氧化碳通量。在每一个样方中,随机布设五个土壤呼吸环(土壤呼吸环插入土壤中的深度为10 cm)。土壤呼吸环的外直径20 cm,长10 cm。五个土壤呼吸环测得通量的平均值代表该样方的数值。

甲烷通量和二氧化碳通量均采用便携式温室气体分析仪(LGR Inc., San Jose, USA)测量,其测量原理为离轴积分输出腔光谱技术。本研究采取原位测量,测量前不移除凋落物层。距土壤表面约5 cm处的土壤温度和土壤湿度(全土体体积含水量)由Decagon 5 TM传感器(Decagon Devices Inc., USA)测量。为了尽可能减小人为测量造成的数据偏差,每次温室气体通量和环境因子的测量工作均在上午进行,此时的土壤甲烷通量接近全天的平均值[28]。每个呼吸环测量1次的时间是170 s,一共测量三次,取其平均值作为当次测量的结果。在本研究中,从大气到土壤的通量记为负值,反之记为正值。

在升尺度估算全球热带森林土壤甲烷通量时,使用的土壤水数据为SMOS卫星遥感数据,来源于SMOS数据处理中心(CATDS,https://www.catds.fr/),其有效载荷为使用孔径合成(MIRAS)仪器的微波成像辐射计,是全球第一个采用L波段的遥感器。由于L波段能够穿透大气和植被,因此有效地排除了其对于土壤水分反演的干扰[29]。

1.3 数据处理

采用MATLAB R2018b和RStudio软件对数据进行统计分析。采用Pearson相关分析对CH4通量、CO2通量和土壤温度、土壤湿度进行相关分析。

相关系数的计算公式如下：

(1)

由于土壤中CH4吸收随着土壤湿度的增加并非呈现出单调递减的关系,而是当土壤湿度非常大甚至土壤趋于饱和时,土壤由CH4的汇变成CH4的源。因此,本研究使用分段线性回归[30]拟合土壤CH4吸收和土壤湿度的关系：

(2)

式中,y是甲烷通量,x是土壤湿度,α是CH4通量变化趋势开始改变的断点,β0,β1,β2是回归系数,ε是残差。利用RStudio(http://rstudio.com/)中的segmented包进行分段回归,并进行断点估计。

运用MATLAB R2018b软件进行数据制图。

2 结果与分析

2.1 土壤温度和土壤湿度的季节变化

图2展示了2016年9月至2018年9月研究区表层土壤(5 cm)的温度和湿度的季节变化。与气温的季节变化趋势一致,土壤温度的最大值出现在夏季(山顶样地为24.9 ℃,山脚样地为27.5 ℃),最小值出现在冬季(山顶样地为11.5 ℃,山脚样地为15.4 ℃)。山顶样地的年平均土壤温度比山脚样地低3.3 ℃。对于土壤湿度,山顶样地年平均土壤湿度为19.2%,年内的波动较小(2.8%)。而山脚样地的年平均湿度相对较低,为12.7%,且年内波动大(5.4%)。

图2 2016—2018年土壤温度和土壤湿度的季节动态Fig.2 Seasonal variations of soil temperature and soil moisture from 2016 to 2018误差线表示标准误

2.2 二氧化碳通量和甲烷通量的季节变化及相关性

图3展示了研究时段研究区CO2通量和CH4通量的季节变化。山顶样地和山脚样地均为CO2的源(即土壤呼吸过程),山顶样地年平均CO2排放通量约为1.72 μmol m-2s-1,山脚样地约为2.36 μmol m-2s-1,且在4—10月CO2的排放量更多。对于CH4通量,山顶样地和山脚样地在研究时段内基本都为CH4的汇(山顶样地年平均CH4吸收通量约为0.25 nmol m-2s-1,山脚样地约为0.51 nmol m-2s-1)。相比于CO2,山顶和山脚CH4吸收的季节波动表现出更明显的分歧,山顶CH4吸收的季节波动比山脚低0.15 nmol m-2s-1。

图3 2016—2018年二氧化碳通量和甲烷通量的季节动态Fig.3 Seasonal variations of CO2 flux and CH4 flux from 2016 to 2018误差线表示标准误

图4展示了研究时段CH4吸收通量与CO2排放通量的关系,CO2排放通量仅能解释CH4吸收通量月际变化的0.2%,二者之间的相关性并不显著(P=0.76)。

图4 2016—2018年甲烷通量对二氧化碳通量的响应Fig.4 Response of CH4 flux to CO2 flux from 2016 to 2018

2.3 二氧化碳通量和甲烷通量对土壤温度和土壤湿度的响应

图5展示了研究时段CO2排放和CH4吸收与土壤温度和湿度的关系。对于CO2的排放,研究时段CO2的排放与土壤温度呈现出显著的正相关(相关系数R=0.80,P<0.01),土壤温度可以解释研究区CO2排放月际变化的64%,而土壤湿度和CO2的排放之间没有显著的相关关系。相比之下,CH4的吸收与环境因子的关系与之相反。研究时段CH4的吸收和土壤湿度之间呈现出显著的负相关关系(相关系数R=0.88,P<0.01),但当土壤湿度超过20%时,土壤CH4的吸收基本接近于0,并存在转化为CH4的源的现象。因此,对于土壤湿度和CH4吸收的关系,我们采用分段函数进行拟合：

图5 2016—2018年二氧化碳通量和甲烷通量对土壤温度和土壤湿度的响应Fig.5 Responses of CO2 flux and CH4 flux to soil temperature and soil moisture from 2016 to 2018

(3)

2.4 热带森林土壤甲烷吸收量升尺度估算

由于本研究中发现热带森林土壤湿度对于甲烷吸收有明显的主导作用,使用SMOS卫星观测的土壤湿度数据对热带森林土壤甲烷通量进行了升尺度估算。图6展示了2017年热带地区土壤湿度和甲烷吸收通量的空间格局。综合本研究及表2中研究的结果,得到热带森林土壤湿度和CH4吸收的关系：

图6 2017年热带地区土壤湿度以及甲烷吸收通量的空间格局图Fig.6 Spatial pattern of soil moisture and CH4 uptake flux in tropics in 2017

(4)

另外,由于研究站点测量的土壤湿度受到仪器和土壤质地的影响,测量值比卫星观测偏低。因此在升尺度估算前,对测量数据进行了偏差校正。经过偏差校正之后升尺度估算到的2017年热带森林土壤(1.35×109hm2,来源于MODIS MCD12Q1土地覆被数据)的甲烷吸收通量约为 1.72 Tg CH4-C/a。

3 讨论

3.1 热带森林土壤作为甲烷的汇

土壤甲烷通量是甲烷产生过程(主要在厌氧条件下发生)和甲烷氧化过程(主要在有氧条件下发生)平衡之后的结果[31]。由于热带森林土壤一般为不饱和的土壤,因此更有利于发生甲烷的氧化作用。本研究中,无论是山顶样地还是山脚样地,均表现为甲烷的汇。热带森林土壤表现为甲烷的汇这一结论已经被之前的大量研究证实(表2)。王全成等在中国福建省(27°03′N)的研究发现杉木人工林土壤全年均表现为甲烷汇(甲烷年通量为1.86 kg CH4-C hm-2a-1)[32]。Gong等在中国广东省(21°27′N)持续一年的通量观测表明,热带森林土壤为甲烷汇(甲烷年通量为0.33 kg CH4-C hm-2a-1)[33]。Davidson等在巴西(02°54′S)的研究也发现,热带森林土壤表现为甲烷的吸收,年甲烷吸收通量为0.83 kg CH4-C hm-2a-1[34]。Zhao等搜集了全球54项热带森林土壤研究中的甲烷通量数据,其中94%的甲烷通量为负值,也证实了热带森林土壤是较强的甲烷吸收汇[35]。

表2 热带不同区域森林土壤甲烷年通量Table 2 Annual CH4 flux of forest soils in different regions of the tropics

季节上,本研究发现甲烷吸收通量在干季(11月—次年4月)明显高于湿季(5—10月)(约0.28 nmol m-2s-1)。Keller和Reiners的研究也发现,哥斯达黎加(10°26′N)的老龄林中,甲烷吸收通量在干季更高(约0.61 nmol m-2s-1)[36]。贾高辉等在海南岛尖峰岭(18°23′N)热带山地雨林的研究也表明,土壤甲烷通量整体呈现出旱季大于雨季(约0.26 nmol m-2s-1)[28]。莫江明等在鼎湖山(23°10′N)的研究也发现,土壤甲烷的吸收速率在研究期间出现夏季最低(约0.09 nmol m-2s-1),冬季最高(约0.93 nmol m-2s-1)[37]。

3.2 土壤温度和湿度对热带森林土壤甲烷吸收的影响

土壤湿度决定了土壤的通气情况,是影响甲烷吸收和排放的重要环境因子[40]。本研究中,无论是在热带山地森林还是热带低地森林,甲烷吸收和土壤湿度均呈现出显著的负相关,且土壤湿度可以解释甲烷吸收变化的至少76%(P<0.01),显示出热带森林土壤湿度对甲烷吸收的主导作用。一致的结论在热带其他地区的森林土壤也有证实(表2)。Fang等在中国云南省西双版纳(21°56′N)的研究发现,土壤湿度可以解释甲烷吸收变化的37%(P<0.01)[38]。Jones等在秘鲁(13°11′S)的研究同样发现,甲烷吸收通量与土壤湿度呈显著负相关(R=0.79,P<0.05)[39]。Rowlings等在澳大利亚(26°45′S)的热带森林的实验表明,土壤湿度控制甲烷吸收(R=0.52,P<0.01)[41]。这些实验都表明,低的土壤湿度决定的有氧环境是甲烷氧化过程强于甲烷吸收过程的重要前提条件。

土壤温度的变化可以影响甲烷产生和氧化反应中酶的活性,进而影响甲烷的排放和吸收[19]。然而,本研究中,无论是山顶样地还是山脚样地,土壤温度和甲烷吸收通量之间均没有显著的相关关系,但是土壤温度明显影响了土壤呼吸的过程。这意味着,在研究区,土壤湿度对于甲烷通量的变化是占主导作用的,土壤温度的影响则非常轻微。土壤温度对于热带森林土壤甲烷通量的弱的影响在其他研究中也有体现。例如,Werner等在中国云南省西双版纳(21°57′N)原始林的研究发现,土壤温度仅能解释甲烷吸收变化的5%(P<0.05)[42]。Werner等在肯尼亚西部(00°16′N)热带森林实验中也发现,土壤温度与甲烷吸收通量无显著相关性(R2<0.05,P<0.01)[43]。

3.3 热带森林土壤甲烷吸收量的估算

本研究经过偏差校正之后升尺度估算到的2017年热带(30°N—30°S)森林土壤(1.35×109hm2)的甲烷吸收通量约为 1.72 Tg CH4-C/a,而Dutaur和Verchot运用荟萃分析搜集了热带森林土壤甲烷吸收的58个测量值,估算出热带森林(1.93×109hm2)土壤的甲烷吸收通量为4.65 Tg CH4-C/a[20]。由于Dutaur和Verchot的研究使用了比本研究中更大的森林面积,且不同站点直接平均受到站点不具备代表性的影响(其热带站点大多集中在南美洲北部,缺乏非洲、亚洲的实测数据),因此其估算的结果可能存在较大的不确定性。除了基于站点测量的估算结果, Curry使用CLASS(Canadian Land Surface Scheme)模型模拟的热带森林(1.55×109hm2)土壤的甲烷吸收通量为3.11 Tg CH4-C/a[21],由于该模型使用了更大的热带森林面积(2×108hm2),且模型的关键参数β和k0的验证使用的观测站点较少,因此模型模拟结果也存在较大的不确定性。总体上,大尺度的热带森林土壤甲烷吸收的估算仍然需要更多实地观测的结果。

4 结论

本研究通过测量2016—2018年吊罗山热带森林土壤甲烷通量和相关的环境因子,发现我国海南省吊罗山森林公园的热带森林土壤表现为甲烷的汇,且干季的甲烷吸收通量明显高于湿季。土壤湿度主导了研究区甲烷吸收的月际变化。由于热带地区的甲烷地面观测站点分布稀疏,且大部分站点观测时长有限,更多长期的实地观测研究可以帮助了解热带森林土壤甲烷通量的季节变化特征,提升对其在全球甲烷收支中作用的认识。