寇永珍 林陶

摘要：采用室内模拟培养技术，研究了草海湿地湖滨带不同类型土壤甲烷产生及氧化潜力规律。结果表明，草海湿地表层土（0～5 cm）为甲烷产生潜力最大区域。甲烷产生潜力大小排序为沼泽草甸>草甸>原生沼泽>耕地，分别为10.448、3.188、0.741、0.042 μg/（g·d）。甲烷氧化累积潜力大小排序为沼泽草甸>草甸>耕地>原生沼泽，分别为0.155 7、0.079 6、0.011 9、0.003 7 μg/（g·d）。随着土层深度的增加，各类型土地甲烷产生潜力明显下降。草海湿地各类型土壤氧化潜力均低于产生潜力，即草海高原湿地湖滨地土壤不具有从大气中吸收甲烷而使得大气中甲烷减少的潜力。

关键词：甲烷;产生潜力;氧化潜力;草海湿地

Abstract： The methane production and oxidation potential of different types of soils in the lake-shore zone of Caohai wetland were studied by means of laboratory simulation culture technique. Results showed that the potential of methane production in Caohai wetland surface soil （0～5 cm） was the largest. The order of methane production potential was 10.448 μg/（g·d） of swamp meadow， 3.188 μg/（g·d） of meadow， 0.741 μg/（g·d） of primary swamp， 0.042 μg/（g·d） of cultivated land. The cumulative potential of methane oxidation was 0.155 7 μg/（g·d） of swamp meadow soil， 0.079 6 μg/（g·d） of meadow soil， 0.011 9 μg/（g·d） of cultivated land， 0.003 7 μg/（g·d） of primary swamp soil. With the increase of soil depth， the methane production potential of various types of land decreased obviously. The oxidation potential of all types of soils in Caohai wetland is lower than that in the production potential， which meaned， the soil in the lakeside soil of the Caohai plateau wetland did not have the potential to absorb methane from the atmosphere and reduce the methane in the atmosphere.

Key words： methane; generating potential; oxidation potential; Caohai wetland

甲烷作为贡献率仅次于二氧化碳的温室气体，目前在百年尺度内的贡献潜力是二氧化碳的28～32倍[1]，其温室效应贡献率占到了22%[2]，并且呈现出逐年上升的趋势。大气中的甲烷主要来源为自然源和人为源，其中自然源的贡献率接近总排放量的40%[3]。湿地作为水陆交错型过渡地带，是甲烷排放的主要自然源，贡献率为50%～80%[4]。因此，开展湿地湖滨带甲烷的产生与氧化潜力研究具有重要的科学意义，也有助于深入认识全球气候变化响应。

当前，对湿地土壤甲烷的产生及其影响因子的研究较多，且这些研究主要集中在泥炭地、水田、红树林等湿地类型[5]。中国学者针对天然湿地的研究主要集中在第一阶梯东部平原及河口湿地，如三江平原、黄河口潮滩、闽江河口湿地[6-8]。草海高原湿地作为分布在云贵高原的典型湿地代表，是一个完整的典型喀斯特高原湿地生态系统，近两年来已经成为高原天然湿地研究的热点区域之一[9]，但关于温室气体排放特征的研究甚少，关于甲烷产生及氧化潜力的探讨还未见报道。基于此，本研究以草海高原湿地湖滨带为典型研究区域，开展不同类型土壤甲烷产生及氧化潜力研究，研究结果可为评估喀斯特高原湿地环境下甲烷排放情况提供重要的参考依据。

1 材料與方法

1.1 研究区域概况

草海湿地地理位置为N26°49′～26°53′、E104°12′～104°18′，海拔2 250～2 300 m。气候为典型的亚热带高原季风气候，冬季干燥，夏季湿润，垂直气候带特征明显，日照丰富。年均气温10.5 ℃，最冷月 （1月） 多年平均气温-1.9 ℃，最热月 （7月） 平均气温17.7 ℃，无霜期208.6 d。年平均降雨量950.9 mm，主要集中于下半年，年平均相对湿度80%。年均日照1 805.4 h，是贵州省日照最充足的地方。试验土壤样品采自贵州省威宁县草海湿地国家自然保护区湖滨带原生沼泽、沼泽草甸、草甸和耕地，采样点见图1，各类型样地基本特征见表1。

1.2 样品采集与培养试验

1.2.1 样品采集 2013年11月，在各类型样地选取40 cm×40 cm的样方，采用柱状采样器采集不同深度 （0～5、5～10、10～20、20～30 cm） 的土壤样品，同一样方中进行多次重复取样，现场将重复土样混匀，同类型样地设置3个平行。采样后将土壤样品立刻编号装入自封袋带回实验室，剔除可见的植物残体，一部分鲜样4 ℃保存待测，一部分自然风干，经研磨过20目筛备用。

1.2.2 甲烷产生潜力培养 称取10 g风干土壤样品，装入200 mL厌氧瓶中，以水土质量比2∶1加入蒸馏水20 mL，摇匀，盖上盖子，并用N2冲洗厌氧瓶3～4次，以形成厌氧环境，每个样品3个重复。将处理好的土壤样品放入恒温培养箱中，在28 ℃温度下连续培养10 d。在培养过程中，分别在1、2、3、4、5、6、7、10 d用气体进样针抽取1 mL气体，用于测量培养瓶内甲烷气体的浓度，并在3、5、7 d抽取完甲烷气体后，再用N2冲洗 （方法同上），以形成厌氧环境。每批样品均设置空白对照。

1.2.3 甲烷氧化潜力培养 称取10 g风干土壤样品，装入200 mL厌氧瓶中，以保证土壤的含水率在30%左右，加入蒸馏水3 mL，摇匀，盖上盖子，并用N2冲洗培养瓶，厌氧培养7 d后，再抽真空空气置换，加入1 mL 50 mg/kg的甲烷培养，放置12 h后测定初始浓度，共培养30 d，测定9次值。每次抽样后都将2 mL空气回灌培养瓶，以维持瓶内压力不变，所有培养均在25 ℃恒温培养箱中进行。

1.2.4 甲烷气样的分析 从培养瓶中抽取甲烷气体，采用日本岛津公司的GC-2010型气相色谱仪分析。甲烷检测器为FID （离子火焰检测器），载气为纯氮气，氢气为燃气，流速30 mL/min，检测器温度为280 ℃，进样口温度250 ℃，分离柱温度120 ℃。

式中，P为甲烷产生速率，单位为μg/（g·d）;dc/dt为培养瓶内气相甲烷浓度单位时间的变化，单位为μL/（L·d）;VH为培养瓶内上部空间体积，单位为L;WS为干土质量，单位为g;MW为甲烷摩尔质量，单位为g/mol，MV为标准状态下1 mol气体的体积，单位为L，Tst为热力学温度，单位为K，T为培养温度，单位为℃。

1.2.5 数据统计 数据统计采用Excel 2003计算统计学特征值，不同退化阶段湿地湖滨带甲烷产生和氧化潜力的差异显著性采用SPSS 19.0统计软件进行单因素方差分析，采用Origin Pro 8.6软件绘图。

2 结果与分析

2.1 不同土地类型土壤甲烷产生潜力差异

草海高原湿地湖滨带不同类型土壤甲烷产生潜力随培养时间的变化情况如图2所示。由图2可知，各类型土壤表层土（0～5 cm）甲烷产生潜力随培养时间的延长呈现出先增加后减少的趋势，这与王维奇等[10]对闽江河口芦苇湿地土壤甲烷产生能力的研究类似。培养3 d后，各类型土壤表层土（0～5 cm）达到最大甲烷产生潜力，分别为原生沼泽0.741 μg/（g·d）、沼泽草甸10.448 μg/（g·d）、草甸3.188 μg/（g·d）、耕地0.042 μg/（g·d）。培养6 d后表层土甲烷氧化潜力变化趋于平稳。草海高原湿地湖滨带土壤甲烷产生潜力主要集中在0～5 cm土层的主要原因是湿地枯落物等新鲜有机物的输入，使得土壤有机质含量丰富，丰富的底物浓度和适宜的温度条件下产甲烷菌快速产生甲烷[11]。中层土（5～10 cm）与深层土（10～20 cm）甲烷产生潜力与表层土（0～5 cm）变化趋势相似。各类型土壤甲烷产生潜力的变化规律为沼泽草甸>草甸>原生沼泽>耕地。在整个培养期内，随着土层深度的增加，各类型土地甲烷产生潜力明显下降，排序为表层土（0～5 cm）>中层土（5～10 cm）>深层土（10～20 cm），这说明供试湖滨带土壤向外排放的甲烷主要来自表层土，这与王长科等[12]对若尔盖高原沼泽土壤甲烷氧化研究结果一致。

2.2 不同土地类型土壤甲烷产量累积特征

草海高原湿地湖滨带土壤甲烷产生动力累积值如图3所示。表层土（0～5 cm） 10 d累积甲烷产生量最高的是沼泽草甸，为34.352 0 μg/（g·d）。这可能是因为沼泽草甸DOC（溶解有机碳）含量較高，为甲烷的产生提供了较多的底物和适应产甲烷菌生存的中性环境（pH 7.2）。耕地累积甲烷产生量最小，为0.086 0 μg/（g·d），原因可能是农田的氧化还原电位较高 （298.2～329.7 mV），不利于厌氧条件下甲烷的产生，同时DOC以及TN（总氮）含量低，为产甲烷菌提供的可利用底物较少。

中层土（5～10 cm）为草甸土壤累积甲烷产生量最高，达到3.350 0 μg/（g·d）;耕地累积产甲烷潜力最低，为0.094 0 μg/（g·d）。草甸土壤累积产甲烷量与其他样地差异显著 （P<0.05），明显高于其他类型土壤，这与它的地理环境有关，它靠近农田，雨季营养盐的淋溶致使草甸土壤输入N、P等营养物质，为产甲烷菌提供了可利用的底物。

沿湖滨带水位条件的变化导致深层土（10～20 cm）累积甲烷产生量由原生沼泽到耕地依次降低。原生沼泽土壤甲烷产生潜力最高，为0.904 0 μg/（g·d），这可能是因为原生沼泽这一土层样地的DOC含量和土壤含水量比其他样地高，为甲烷产生提供了足够的底物。耕地由于受到人为耕作影响，有机碳含量降低，且微生物数量少，导致土壤甲烷产生潜力最低。Wassmann等[5]对甲烷产生峰值时间的研究发现，原生沼泽甲烷产生潜力对培养时间的响应属于延迟响应型，其他样地甲烷产生潜力属于立即响应型。

2.3 不同土地类型土壤甲烷氧化潜力差异

草海高原湿地湖滨带不同土地类型土壤甲烷氧化潜力随时间变化如图4所示，由图4可知，各类型样地剖面土层土壤甲烷氧化潜力在前24 d内呈现明显的增加趋势，且在培养7 d后增速明显，24 d后甲烷氧化潜力逐渐降低。整个培养期间沼泽草甸土壤及草甸土壤的甲烷氧化潜力变化趋势明显，与之相比，原生沼泽土壤及耕地土壤甲烷氧化潜力变化不明显。沼泽草甸土壤和草甸土壤的0～5 cm土层在培养24 d后甲烷氧化量最大分别达到0.155 7、0.079 6 μg/（g·d），原生沼泽土壤培养24 d后甲烷氧化量仅为0.003 7μg/（g·d），这可能是因为随着水分梯度的变化，各样地植被群落呈现出明显差异，导致各类型样地土壤微生物群落及微环境差异明显，沼泽草甸及草甸类型样地植物根系发达，甲烷氧化潜势较高。沼泽草甸的5～10和10～20 cm土层累积甲烷氧化量最高，分别达到0.151 4、0.120 9 μg/（g·d），原生沼泽累积甲烷氧化潜力量最低，分别为0.006 3、0.003 7 μg/（g·d）。同时还可以看出，随着土壤深度的增加，累积甲烷氧化潜力逐渐降低，原因可能是大气甲烷在土壤剖面中的扩散受到限制而引起甲烷缺乏[13]。

2.4 草海高原湿地湖滨带不同类型土壤甲烷产生及氧化潜力的垂直差异

草海高原湿地湖滨带不同类型土壤甲烷产生潜力垂直差异如图5所示，沼泽草甸、草甸和耕地的表层土壤（0～5 cm）土层甲烷产生量所占比例达到80%;表层土（0～5 cm）与其他深度土层甲烷产生量存在显著差异 （P<0.05），是其他土层甲烷产生量的28倍。结果表明，草海湿地湖滨带表层土产甲烷潜力最高，这一结果与王维奇等[8]对闽江河口湿地的研究结论一致。原生沼泽土壤的深层土（5～20 cm）甲烷产生量所占比例高于其他样地，其原因可能是原始沼泽土壤随剖面深度的增加，底物含量变高，甲烷产生潜力逐渐增大。耕地土壤甲烷产生潜力垂直差异不明显，其原因可能是耕地由于人为扰动原因使得分层土壤的底物浓度差异性小，同时由于长期的翻耕，其氧化还原电位偏高，抑制产甲烷菌的活性。

由图5还可以看出，草海高原湿地湖滨带土壤甲烷氧化潜力主要集中在表层 （0～5 cm）及中间层（5～10cm），其原因可能是该层是植物根系分布主要集中层，土壤孔隙率较高，有利于气体的传输及好氧甲烷菌氧化甲烷[14]。同时发现，与原生沼泽和耕地相比，沼泽草甸土壤与草甸土壤具有较高的氧化甲烷的能力。但是与甲烷产生速率相比，草海湿地各类型土壤氧化潜力均低于产生潜力，说明湿地土壤不具有从大气中吸收甲烷而使得大气中甲烷减少的潜力，这与王德宣等[15]研究结果一致。

3 小结与讨论

1）湿地甲烷产生潜力最大土层是0～5 cm土层，与其他土层差异显著 （P<0.05）。表层土（0～5 cm）最大甲烷产生潜力大小顺序为沼泽草甸>草甸>原生沼泽>耕地，分别为10.448、3.188、0.741、0.042 μg/（g·d）。在整个培养期内，随着土层深度的增加，各类型土地甲烷产生潜力明显下降，排序为表层土（0～5 cm）>中层土（5～10 cm）>深层土（10～20 cm）。

2）0～5 cm土层在培养24 d后，甲烷氧化累积潜力大小排序为沼泽草甸土壤>草甸土壤>耕地>原生沼泽土壤，分别为0.155 7、0.079 6、0.011 9、0.003 7 μg/（g·d）。

3）草海湿地各类型土壤氧化潜力均低于产生潜力，即草海高原湿地湖滨地土壤不具有从大气中吸收甲烷而使得大气中甲烷减少的潜力。

参考文献：

[1] SWART N C， GILLE S T， FYFE J C， et al. Recent Southern Ocean warming and freshening driven by greenhouse has emissions and ozone depletion [J].  Nature geoscience， 2018（11）：836-841.

[2] KNITTEL K， BOETIUS A. Anaerobic oxidation of methane：Progress an unknown process[J]. Annual review microbiology， 2009， 63（1）：311-334.

[3] FELDMAN D R， COLLIES W D，BIRAUD S C， et al. Observationally derived rise in methane surface forcing mediated by water vapour trends[J].  Nature geoscieece，2018，11（4）：238.

[4] 劉紫玟，魏雪馨，许运凯，等. 盐度对长江河口芦苇湿地甲烷排放的影响[J]. 海洋环境科学，2018，37（3）：356-388.

[5] WASSMANN R， NEUE H U， BUENO C， et al. Methane production capacities of different rice soil derived from inherent and exogenous substrates [J].  Plant and soil， 1998（203）： 227-237.

[6] 葛瑞娟，宋长春，王丽丽，等. 氮输入对小叶章湿地土壤甲烷产生与氧化能力的影响[J]. 湿地科学， 2010，8（2）：176-181.

[7] 王玲玲，孙志高，牟晓杰，等. 黄河口滨岸潮滩湿地CO2、CH4和N2O通量特征初步研究[J]. 草业学报，2011，20（3）： 51-61.

[8] 王维奇，曾从盛，仝 川. 水、盐梯度及外来植物入侵对河口湿地土壤甲烷产生潜力的影响[J]. 农业系统科学与综合研究，2009， 25（4）： 481-486.

[9] 夏品华，喻理飞，寇永珍，等. 贵州高原草海湿地土壤有机碳分布特征及其与酶活性的关系[J]. 环境科学学报，2017，37（4）：1479-1485.

[10] 王维奇，曾从盛，仝 川. 闽江河口芦苇湿地土壤甲烷产生与氧化能力研究[J]. 湿地科学，2008，6（1）： 60-68.

[11] 陈重安. 闽江河口沼泽湿地土壤甲烷产生潜力及其影响因子[D]. 福州：福建师范大学， 2010.

[12] 王长科，吕宪国，周华荣，等. 若尔盖高原沼泽土壤氧化甲烷的研究[J]. 中国环境科学，2004，24（6）： 646-649.

[13] KOSCHORREK M， COMAD R. Oxidation of atmospheric methane in soil： Measurements in the field， in soil cores and in soil samples[J].  Global biogeochemical cycles， 1993，7（1）：109-121.

[14] 王长科，吕宪国，蔡祖聪，等. 东北三江平原土壤氧化CH4研究[J]. 环境科学学报，2004，24（5）： 939-941.

[15] 王德宣，吕宪国，丁维新，等. 若尔盖高原沼泽湿地CH4排放研究[J]. 地球科学进展，2002，17（6）：877-880.