珠江口紅樹林土壤甲烷和二氧化碳通量特征及其影響因素研究

張涵，唐常源,*，禤映雪，江濤，黃品怡，楊秋，曹英杰

1. 中山大學地理科學與規(guī)劃學院，廣東 廣州 510275；2. 中山大學環(huán)境科學與工程學院，廣東 廣州 510275；3. 中山大學/廣東省環(huán)境污染控制與修復技術重點實驗室，廣東 廣州 510006；4. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），廣東 珠海 519080

甲烷（CH4）和二氧化碳（CO2）是大氣中最重要的溫室氣體，兩個多世紀以來，CO2在大氣中的摩爾濃度由工業(yè)革命前的 280×10?6增長到409.5×10?6（Lüthi et al.，2008），國際普遍認為 CO2是造成全球氣候變暖的主要原因，雖然CH4在空氣中含量較低，但是其在大氣中壽命較長，遠紅外吸收容量大，單個分子的CH4增溫潛勢是CO2的21—33倍（Church et al.，2013），對全球變暖的貢獻也不可忽視。在陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)成為全球變化研究熱點的背景下，紅樹林以其碳循環(huán)周期短和初級生產(chǎn)力極高的特點，受到國內(nèi)外學者的廣泛關注（Kristensen et al.，2008）。一方面，紅樹林雖然僅占陸地面積的0.1%，但其土壤有機碳含量超過陸地生態(tài)系統(tǒng)總有機碳含量的10%（Alongi，2014；Duarte et al.，2005；McLeod et al.，2011），是所有森林中最富集的碳匯（Bhomia et al.，2016；Donato et al.，2011；Murdiyarso et al.，2015）。另一方面，紅樹林土壤中的有機碳經(jīng)過礦化作用產(chǎn)生 CO2和 CH4（Allen et al.，2007；Chen et al.，2016），是不可忽視的碳源。開展紅樹林土壤CH4和CO2排放通量及其影響因素研究對認知典型陸地森林生態(tài)系統(tǒng)碳源匯效應具有重要意義。

紅樹林濕地土壤被潮水周期性淹沒，濕地坡度不同位置的淹沒時間長度存在差異（Marchand et al.，2012），土壤淹沒和排水（不飽和）條件下，氣體的擴散不同，直接影響了溫室氣體向大氣的排放，同時也間接導致了土壤一系列性質(zhì)的差異，包括土壤含水量、有機質(zhì)含量、鹽分等等（Jacotot et al.，2018；李森等，2020）。已有的研究表明，土壤有機質(zhì)是溫室氣體產(chǎn)生所需要的底物和能量的主要來源（徐華等，2008），土壤CH4與CO2排放量往往與有機質(zhì)含量呈正相關（宋長春等，2004）。土壤含水量通過改變土壤的氧化還原電位、透氣性以及溫室氣體的擴散速率來影響氣體的產(chǎn)生與排放，在氧化還原電位較低的條件下，有機質(zhì)分解不徹底，有機物的厭氧分解占主導（Maier et al.，2011）。由于硫酸鹽還原菌比產(chǎn)甲烷菌具有更高的競爭率，鹽度往往與CH4排放呈反比關系，當土壤鹽度大于18時，土壤的CH4排放將受到限制（Biswas et al.，2007；Poffenbarger et al.，2011）。土壤的水分狀況對CH4的產(chǎn)生和氧化有一定影響（張曉艷等，2016），當土壤浸沒時，沉積物底部的CH4大部分溶解于孔隙水中，潮水退去土壤不飽和時，CH4會從沉積物擴散至大氣中，剩余的CH4則通過氣泡的形式排出（Neue et al.，1994）。

穩(wěn)定同位素分餾貫穿于生態(tài)系統(tǒng)的生物、物理、化學過程中，能夠在時間和空間尺度上反映生態(tài)過程對環(huán)境條件變化的響應，廣泛用于量化與碳循環(huán)相關的生態(tài)過程（Diao et al.，2022；姜懿珊等，2020）。土壤呼吸以根系呼吸和土壤微生物的呼吸為主（Hanson et al.，2000），土壤呼吸產(chǎn)生的CO2來源于有機質(zhì)的分解和植物根的呼吸，由于土壤有機質(zhì)主要來源于群落內(nèi)植物的凋落物，因此土壤呼吸產(chǎn)生的 CO2的δ13C值受所在區(qū)域植物群落的影響。由于不同類型植物的δ13C值差異明顯，導致不同植被的土壤呼吸產(chǎn)生的 CO2的δ13C值也存在顯著差異（Bender，1971；Farquhar et al.，1982）。CH4的δ13C值與CH4的生產(chǎn)過程有關，乙酸發(fā)酵產(chǎn)生的CH4的δ13C 值通常介于?65‰— ?50‰，而氫氣還原 CO2產(chǎn)生的 CH4的δ13C 值介于?110‰— ?60‰（Vaughn et al.，2016）。將碳穩(wěn)定同位素同靜態(tài)箱技術結合，可以研究土壤呼吸產(chǎn)生的CO2和CH4來源和途徑問題。

因此，本研究選擇廣州南沙區(qū)的紅樹林潮汐濕地，開展紅樹林土壤CO2和CH4的排放通量時空變化特征及影響因素研究，并結合穩(wěn)定同位素示蹤法探究CH4和CO2的來源，為深入開展紅樹林溫室氣體研究提供數(shù)據(jù)支持，并為保護和恢復紅樹林生態(tài)系統(tǒng)提供參考。

1 采樣和分析

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)（圖1）位于廣州市南沙區(qū)虎門輪渡碼頭附近（113°34′33″—113°34′47″E，22°48′44″—22°49′02″N），屬南亞熱帶海洋季風氣候，雨熱同期（李海生等，2020）。圖2所示為采樣期間的氣溫和降水量變化，研究區(qū)年均降水量1933 mm，4—9月降雨量占全年降雨量的81%，年均氣溫23 ℃，年總輻射量為 4400—5000 MJ·m?2·a?1。研究區(qū)的潮汐濕地為珠江的獅子洋和伶仃洋潮汐長期沖刷而成，坡面總長度約為40 m，平均坡度0.1°，潮汐性質(zhì)為不正規(guī)半日潮，基準面在平均海平面下140 cm，最高潮位為252.88 cm，最低潮位為0 cm，平均潮差約1.37 m。研究區(qū)現(xiàn)存紅樹林45.5 hm2，主要植物有桐花樹（Aegiceras corniculatum）、老鼠簕（Acanthus ilicifolius）、無瓣海桑（Sonneratia apetala）、水黃皮（Pongamia pinnata）等（康文星等，2008；李海生等，2020）。采樣區(qū)以桐花樹群落為主，平均樹高為3.09 m，平均干徑為7.36 cm。

圖1 南沙紅樹林研究區(qū)分布位置Figure 1 Locations of sampling sites in mangrove in Nansha

圖2 采樣期間氣象記錄Figure 2 Meteorological records during sampling period

1.2 研究方法

1.2.1 樣品采集

觀測時間為2020年8月—2021年7月，觀測頻率為每月一次。在潮汐濕地垂直岸線方向選取外灘、中灘、內(nèi)灘3個采樣點。外灘為沒有植被覆蓋的淤泥裸灘，中灘植物較多土壤緊實，內(nèi)灘為有機質(zhì)含量較少的沙土。每個采樣點設置 0.5 m×0.5 m樣方，保證地表無明顯植物根系、幼苗和凋落物。研究區(qū)各點通量觀測采用靜態(tài)箱法（Chen et al.，2010）。靜態(tài)箱由有機玻璃制成，內(nèi)置微型風扇，箱側設氣體收集孔。采樣前將靜態(tài)箱插入土壤約 3 cm，確保采樣箱處于密閉狀態(tài)。從0時刻開始，每隔10分鐘采一個樣，共計30 min，共收集4個氣體樣品，用于土壤呼吸通量的計算，每次采樣后，記錄靜態(tài)箱覆蓋土壤的溫度（℃）。采樣時用微型真空泵將箱內(nèi)氣體導入300 mL鋁箔采氣袋，每次抽氣前2 min打開風扇，將箱內(nèi)空氣攪勻。

1.2.2 實驗分析

每個季度采集一次表層土壤樣品，去除土壤表層的植物和根系，帶回實驗室使用烘干法測量含水量，去除風干土壤中的有機質(zhì)和碳酸鈣后，用Mastersizer激光粒度儀測量土壤的粒徑。每次采樣過程中，抽取采樣點處的土壤水，用哈希探頭測定溶解氧（DO）、酸堿度（pH）、電導率（EC）、氧化還原電位（ORP），溶解性無機碳（DIC）、硫酸根離子（SO42?）和硝酸根離子（NO3?）由離子色譜測得，各個指標測3次，取平均值。野外觀測發(fā)現(xiàn)中灘和內(nèi)灘有藻類出現(xiàn)，取藻類樣品開展藻種分析。

1.2.3 CO2/CH4含量和同位素測量

所有氣樣在采集后24 h內(nèi)，利用碳穩(wěn)定同位素分析儀Picarro G2201-i，測定樣品中CO2和CH4的摩爾濃度以及碳穩(wěn)定同位素組成（δ13C-CH4和δ13CCO2），其中 CO2和 CH4的摩爾濃度的精度分別是210×10?9+0.05%和 60×10?9+0.05%，δ13C-CO2的精度小于±0.16‰，δ13C-CH4的精度小于±1.15‰。每次測樣前，使用標準氣體檢查儀器的穩(wěn)定性。每個氣體樣品測試10 min，剔除前2 min因換樣導致的不穩(wěn)定數(shù)據(jù)，計算后8 min CO2和CH4的摩爾濃度以及δ13C-CH4和δ13C-CO2的平均值。13C測定結果以相對于VPDB（Vienna Pee Dee Belemnite）的千分率（‰）給出，用δ13C表示，公式為：

式中：

Rsample和Rstandard——樣品和標準物（VPDB）的13C和12C的豐度比。

土壤中產(chǎn)甲烷方式主要分為氫氣還原產(chǎn)甲烷過程和乙酸發(fā)酵產(chǎn)甲烷過程（Whiticar et al.，1986），利用同位素分餾系數(shù)αc可以衡量土壤中主要的產(chǎn)甲烷方式，分餾系數(shù)αc的計算公式如下（張尹等，2020）：

式中：

δ13C——CO2和CH4的碳穩(wěn)定同位素比值，當αc<1.055時，產(chǎn)甲烷方式以乙酸產(chǎn)甲烷為主，當αc>1.055時，產(chǎn)甲烷方式以氫氣還原二氧化碳為主。

1.2.4 溫室氣體通量及增溫效應的計算

CO2和 CH4通量通過靜態(tài)箱內(nèi)摩爾濃度隨時間的線性回歸計算（Jacotot et al.，2018），使用以下方程：

其中：

F——CO2和 CH4的通量（mol·m?2·h?1）；

d[c(CO2,CH4)]/dt——CO2或CH4的物質(zhì)的量濃度隨時間的變化率（10?6mol·mol?1·min?1）；

V——靜態(tài)箱的總體積（m3）；

S——靜態(tài)箱罩在土壤上的面積（m2）；

R——摩爾氣體常數(shù) 8.205746×10?5（atm·m3·K?1·mol?1）；

T——靜態(tài)箱內(nèi)的平均溫度（K）；

60——換算系數(shù)。

將測得的溫室氣體通量轉換為CO2當量通量以表示它們的增溫效應，在100 a時間尺度內(nèi)，CH4和CO2的全球增溫潛力系數(shù)（GWP）分別是 28和 1（IPCC，2014）。CO2當量通量的計算公式為：

其中：

Fe——CH4的 CO2當量通量（kg·hm?2·d?1）；

F——甲烷的通量（μmol·m?2·h?1）；

M——CH4的摩爾分子質(zhì)量 16 g·mol?1；

KGWP——甲烷的增溫潛力系數(shù)28；

2.4e?4——轉換系數(shù)。

1.2.5 Keeling Plot

Keeling在美國Mauna Loa等地對CO2濃度季節(jié)變化的連續(xù)監(jiān)測結果表明，當進入空氣中的CO2的碳同位素豐度與初始空氣中的二氧化碳的豐度不同時，大氣中13C-CO2碳同位素比值的變化與CO2摩爾濃度的倒數(shù)成正比（Keeling，1958），其擬合直線與垂直軸的截距δ13Cs表示生態(tài)系統(tǒng)中CO2排放源的δ13C值?；驹硎琴|(zhì)量守恒：

式中：

cz、cx和cs——所測大氣中的濃度、本底大氣的濃度和土壤排放/吸收的氣體的濃度（×10?6）。結合13C同位素，構建質(zhì)量守恒方程，變形后得到以下公式：

式中：

w(δ13C)——各部分的碳同位素值（‰），下標含義與濃度cz、cx和cs相同，氣體濃度倒數(shù)與同位素值之間的線性回歸截距可以作為來源向原始空氣中增加的氣體的碳同位素的整合。

由于靜態(tài)箱隔絕了箱內(nèi)氣體與大氣的交換，且箱內(nèi)沒有植物，箱內(nèi)增加的CO2濃度全部由土壤呼吸所產(chǎn)生，因此可將靜態(tài)箱與Keeling曲線法結合起來，求得土壤呼吸產(chǎn)生的CO2的δ13C值。

1.3 數(shù)據(jù)處理和分析

應用IBM SPSS 22和Origin 2018c進行數(shù)據(jù)分析和繪圖，采用單因素ANOVA檢驗對數(shù)據(jù)的空間差異進行顯著性分析。采用獨立樣本t檢驗比較通量和各環(huán)境因子之間的差異性。計算理化因子與通量的相關性系數(shù)（Spearman），判斷影響溫室氣體通量的因素。差異性和相關性分析的顯著性水平均為P<0.05。

2 結果

2.1 氣象及土壤理化因子

外灘、中灘、內(nèi)灘采樣點氣象及土壤理化因子指標統(tǒng)計結果見表1。外灘、中灘和內(nèi)灘的 EC、ORP、NO3?、Cl?和土溫沒有顯著差異，pH、DIC、SO42?、土壤含水量、OC、容重在外灘、中灘和內(nèi)灘有顯著差異。研究區(qū)土壤pH范圍為6.5—8.3，呈中性偏堿，外灘的pH值顯著高于中灘和內(nèi)灘，研究區(qū)土壤水的 EC 均值為為 10.79×103μS·cm?1，ORP均值為137.73 mV，內(nèi)灘土壤孔隙水的DIC質(zhì)量濃度均值為 2346.21 g·L?1，顯著高于中灘（579.52 mg·L?1），外灘的土壤含水量最高，達到飽和狀態(tài)，內(nèi)灘最小，中灘的有機碳含量和容重最高，有機碳質(zhì)量分數(shù)達到了 46.97 g·kg?1，中灘容重為 1.38 g·cm?3。研究區(qū)土壤水中 NO3?的平均質(zhì)量濃度為13.47 mg·L?1，Cl?平均質(zhì)量濃度為 3845.61 mg·L?1，中灘土壤水中 SO42?濃度顯著高于外灘和內(nèi)灘，達到了306.70 mg·L?1，內(nèi)灘土壤水中DO濃度顯著低于外灘和中灘，僅有 3.47 mg·L?1。

粒徑分析表明，按照≤2 μm（黏粒）、2—50 μm（粉粒）、≥50 μm（砂粒）將土壤粒徑劃分為3個等級。3個采樣點的土壤以砂粒為主，其中，內(nèi)灘土壤砂粒含量達到了 100%，中灘和外灘含有少量黏粒和粉粒，中灘土壤粉粒和黏粒和含量分別為7.12%和1.14%，外灘土壤含有的粉粒和黏粒較少，為0.05%和3.85%。

相關性分析表明（表2），pH、EC、ORP、土壤含水量、有機碳含量和溶解氧濃度與CO2通量呈顯著負相關，pH、DIC、土壤含水量和有機碳含量與CH4通量呈正相關。本研究證實了土壤排放CO2和CH4通量的季節(jié)性差異，土溫與CH4和CO2通量沒有顯著相關性，季節(jié)更替除了影響溫度外，還會導致濕度和含水量等產(chǎn)生對應的變化，而理化因子分析也證明了外灘、中灘和內(nèi)灘的理化性質(zhì)有著較顯著的區(qū)別。其他指標與CH4和CO2沒有顯著相關性。

2.2 土壤CO2和CH4通量的時空變化規(guī)律

2.2.1 時間變化規(guī)律

將外灘、中灘、內(nèi)灘溫室氣體的通量求均值，作為各月的平均CH4和CO2通量（圖3）。采樣期間 CO2通量均值為 4.19 mmol·m?2·h?1，除 10、6、7月以外，平均CO2通量表現(xiàn)為正通量。方差分析表明CO2通量有明顯的月變化（P<0.05），6—10月的月均CO2通量顯著低于其他季節(jié)，其中6月的月均CO2通量最低，為?1.53 mmol·m?2·h?1，3 月的月均CO2通量最高，為 18.91 mmol·m?2·h?1。CH4通量均值為 18.97 μmol·m?2·h?1，各月的 CH4通量均值均表現(xiàn)為正通量，方差分析表明CH4通量在不同采樣月份也呈現(xiàn)出明顯的差異（P<0.05），3月的月均CH4通量最低，為 0.29 μmol·m?2·h?1，9 月的月均 CH4通量最高，為 120.42 μmol·m?2·h?1。

圖3 紅樹林土壤各月CH4和CO2通量Figure 3 CO2 and CH4 fluxes from the mangroves soils for the different months

表1 外灘、中灘、內(nèi)灘土壤理化指標Table 1 Physicochemical properties of soil and soil water in seaward, middle and landward

表2 研究區(qū)CO2和CH4排放通量與理化指標之間的Spearman相關性Table 2 Spearman correlation between CO2 and CH4 fluxes and physicochemical factors

2.2.2 空間變化規(guī)律

外灘、中灘和內(nèi)灘的CO2通量均值分別為1.10、1.76、14.29 mmol·m?2·h?1（圖4a）。方差分析表明，內(nèi)灘的CO2排放通量顯著大于中灘和外灘（P<0.05），中灘和外灘之間沒有顯著差異（P=0.814）。

圖4 紅樹林3個采樣點的CO2和CH4通量Figure 4 CO2 and CH4 fluxes from the mangrove soils in seaward, middle and landward

外灘、中灘和內(nèi)灘的CH4通量均值分別為4.62、30.03、1.37 μmol·m?2·h?1（圖4b），總體而言，研究區(qū)的 CH4通量變化范圍為?3.54—148.28 μmol·m?2·h?1。方差分析表明，中灘 CH4通量顯著高于外灘和內(nèi)灘（P<0.05），外灘和內(nèi)灘的CH4的通量沒有顯著差異（P>0.1）。

本研究中，內(nèi)灘、外灘、中灘的CO2通量大部分為正值，CH4通量均為正值，判定紅樹林土壤是該區(qū)域的溫室氣體來源。本研究區(qū)CO2平均通量為4.19 mmol·m?2·h?1，CH4平均通量為 18.97 μmol·m?2·h?1。用增溫潛力系數(shù)將外灘、中灘、內(nèi)灘土壤的 CH4和 CO2的平均通量轉化為二氧化碳當量通量（表3）。

表3 土壤呼吸溫室氣體通量的CO2當量通量Table 3 CO2-equivalent fluxes from the mangrove soils in seaward, middle and landward

整合先前對于濕地土壤溫室氣體通量的研究，并將收集的數(shù)據(jù)繪制成箱線圖（圖5）。先前的研究中，CO2的平均通量為 5.17 mmol·m?2·h?1，范圍為?1.96—26.21 mmol·m?2·h?1。CH4的平均通量為 92.47 μmol·m?2·h?1，范圍為?18.00—252.00 μmol·m?2·h?1。將外灘、中灘、內(nèi)灘的平均CH4和CO2通量繪制在箱線圖中，比較本研究與先前研究的差異。

圖5 先前研究所測通量值與本研究對比Figure 5 Comparison of the mangrove soil CO2 and CH4 fluxes of this study with previous studies

2.3 CO2、CH4產(chǎn)生過程的同位素示蹤

采樣期間，靜態(tài)箱中氣體的 CO2同位素特征（δ13C-CO2）均值為?10.14‰，變化范圍為?20.89‰— ?1.71‰，12月均值最低，為?16.62‰，9月均值最高，為?3.78‰，方差分析結果表明，δ13C-CO2在不同月份呈現(xiàn)出顯著差異。外灘δ13CCO2均值為?11.00‰，中灘δ13C-CO2均值為?8.36‰，內(nèi)灘δ13C-CO2均值為?12.06‰。方差分析表明，δ13C-CO2在不同采樣點呈現(xiàn)出顯著差異，中灘δ13C-CO2最高，內(nèi)灘δ13C-CO2最低。

采樣期間，靜態(tài)箱中氣體的 CH4同位素特征（δ13C-CH4）均值為?49.38‰，變化范圍為?70.50‰—?25.32‰，9月均值最低，為?62.82‰，12月均值最高，為?41.00‰，方差分析表明，δ13CCH4在不同月份呈現(xiàn)出明顯的差異。外灘δ13C-CH4均值為?47.20‰，中灘δ13C-CH4均值為?51.70‰，內(nèi)灘δ13C-CH4均值為?45.10‰。方差分析表明，δ13C-CH4在不同采樣點呈現(xiàn)出顯著差異，表現(xiàn)為內(nèi)灘δ13C-CH4最高，中灘δ13C-CH4最低。

將 CO2濃度和δ13C-CO2擬合成 Keeling曲線（Keeling，1958），結果表明土壤呼吸作用產(chǎn)生的CO2的δ13Cs范圍為?34.68‰— ?12.18‰，其中，內(nèi)灘的δ13Cs均值為?16.05‰，中灘的δ13Cs均值為?17.73‰，外灘的δ13Cs均值為?29.77‰（表4）。

表4 Keeling Plot擬合土壤呼吸的δ13C-CO2Table 4 Regression equation and δ13C-CO2 obtained by keeling curve

3 討論

3.1 研究區(qū)土壤CO2、CH4排放強度

溫室氣體當量通量換算結果表明（表3），CO2占總排放的 97.9%，CH4占總排放量的 2.10%，表明紅樹林土壤作為溫室氣體源，其增溫潛力以CO2為主導。本研究主要在退潮后進行，土壤處于不淹水狀態(tài)，有氧呼吸強度大于厭氧呼吸（郝慶菊等，2004），CO2通量高于 CH4。

對比其他紅樹林濕地溫室氣體通量的研究發(fā)現(xiàn)（n=22，圖5），本研究區(qū)的CO2、CH4通量在中國的紅樹林研究中處于較低的水平。由于坦頭村紅樹林位于珠江入?？?，循環(huán)速度快，且紅樹林規(guī)模較小，因此紅樹林生物量較小，土壤CO2和CH4的排放通量不及英羅港、東寨港、鰲江鎮(zhèn)的紅樹林。本研究只針對退潮后的土壤，對于同一片區(qū)域退潮前后的通量，有研究證明紅樹林退潮期間土壤CO2通量高于被淹沒時期（Jacotot et al.，2019），因為退潮期間土壤中的氧氣擴散增強了有機物分解，以及氣體在大氣中比在水中更容易擴散。

3.2 CO2和CH4通量的變化及影響因素

3.2.1 影響通量變化的氣候因子

多項研究表明，土壤溫度是影響土壤溫室氣體排放的重要因素（Mazzola et al.，2022）。一方面，土壤溫度升高會提升土壤微生物的活性，促進植物的生長和代謝，進而加速土壤有機質(zhì)的分解和土壤的呼吸速率（Rustad et al.，2001），另一方面，溫度較高的夏季是植物生長的高峰期，根系可能會向土壤中輸送更多的有機物，為微生物提供更多的物質(zhì)基礎（Kelley et al.，1995）。本研究區(qū)屬于亞熱帶季風氣候，總體上溫度變化范圍相對較小，不足以影響到溫室氣體的排放。土壤含水量反映了土壤的水分狀況，本研究中土壤含水量與CO2呈負相關關系，與CH4呈正相關關系，土壤水分含量較少時，有利于氧氣進入土壤，促進土壤有機質(zhì)的好氧分解，從而加速CO2的釋放。當土壤中含水量較高時，土壤內(nèi)部的厭氧條件有利于產(chǎn)CH4作用的發(fā)生（賈慶宇等，2015；杜明智等，2022）。有研究表明，降水量增加會在減少CO2通量的同時增加CH4通量（高春等，2017），在本研究中，9月采樣期間出現(xiàn)降雨，降雨增加了土壤含水量，更好的厭氧條件使得9月CH4通量高出其他季節(jié)。

3.2.2 影響通量變化的土壤理化因子

土壤pH因?qū)瘜W反應和酶多樣性的調(diào)控而對土壤呼吸有明顯的影響（Bottner et al.，1998），適宜微生物生存的pH區(qū)間為6—8，超過這個范圍，微生物的活性會顯著下降（謝軍飛等，2002）。土壤pH與CO2通量呈負相關，由于研究區(qū)pH中性偏堿，位于最適區(qū)間的后半段，因此從內(nèi)灘到外灘隨著土壤pH的增加，CO2通量逐漸減少。據(jù)報道，沿海濕地甲烷排放的最適pH為7.7（Garcia et al.，2000；Chang et al.，2003）。研究區(qū)的土壤pH值與CH4通量呈正相關，其中，內(nèi)灘的pH為6.9達到最低，對應了內(nèi)灘最低的CH4通量。外灘土壤pH值最接近7.7，但是外灘的CH4通量低于中灘，證明有其他因素導致中灘更高的 CH4通量。本研究 CO2通量與ORP有顯著的負相關關系，氧化還原電位越高表示有機物被分解得較為完全。內(nèi)灘的氧化還原電位相對較低，意味著有機物未被完全分解，因此內(nèi)灘的CO2通量顯著高于中灘和外灘。相關研究表明，隨著水中溶解氧的消耗，水中溶解的CO2會釋放更多（Soumis et al.，2004），本研究中溶解氧的濃度與CO2呈負相關，較高的溶解氧濃度反映出溶解在孔隙水中的CO2未被釋放。此外，由于內(nèi)灘地勢較高，潮水淹沒時間較短，土壤含水量較低，較粗的土壤質(zhì)地和較低的含水量增加了土壤的通氣性，促進了有氧呼吸，從而增加了內(nèi)灘CO2的釋放通量。中灘容重最大，土壤緊實透氣性差，良好的厭氧環(huán)境從一定程度上促進了CH4的產(chǎn)生。海藻在中灘有分布，在外灘沒有海藻分布，但是中灘CO2通量與外灘并無顯著差異，因此海藻不是影響土壤CO2排放的主控因素，但是其決定了CO2的來源。此外，藻類在氧化條件下可以利用碳酸氫、二甲基硫醚、二甲基亞砜或蛋氨酸亞砜作為碳前體可以會產(chǎn)生CH4（Liu et al.，2022），對于同樣有藻類覆蓋的中灘的內(nèi)灘，中灘 CH4通量顯著高于內(nèi)灘，說明藻類對于土壤CH4通量的影響不顯著。

3.2.3 影響通量變化的外源輸入

由于產(chǎn)甲烷菌與 SO42?還原菌之間對乙酸和氫的競爭關系，SO42?的質(zhì)量濃度對 CH4往往有抑制作用（Biswas et al.，2007）。但是Purvaja et al.（2001）發(fā)現(xiàn)當水和沉積物中的硫酸鹽濃度很高時，紅樹林河口中CH4的排放量仍然很高，這表明產(chǎn)CH4和硫酸鹽還原劑是可以共存的。土壤有機碳含量是CH4產(chǎn)生的重要影響因素，作為CH4產(chǎn)生所需要的底物和能量的主要來源之一，有機質(zhì)含量與CH4有顯著的正相關關系（沙晨燕，2011）。由于中灘植被密集，有機碳含量顯著高于外灘和內(nèi)灘，為根系和土壤微生物的呼吸提供底物和能量，為產(chǎn)甲烷菌提供了充足分解底物的同時促進了產(chǎn)甲烷作用的發(fā)生。

3.3 CO2、CH4來源解析

有機質(zhì)分解過程伴隨著同位素分餾的發(fā)生，分解過程中12C會優(yōu)先反應，富集在產(chǎn)物 CO2、CH4中，而13C則富集在分解后殘余的有機質(zhì)中，因此產(chǎn)物中δ13C偏負值時代表有機質(zhì)分解程度高，產(chǎn)物中12C相對富集（Zhang et al.，2015）。本研究結果顯示，中灘δ13C-CO2高于外灘和內(nèi)灘，內(nèi)灘δ13CCO2最低，表明在土壤呼吸釋放CO2這一過程中，內(nèi)灘的有機質(zhì)分解程度最高，中灘有機質(zhì)分解程度最低。對于研究區(qū)產(chǎn)甲烷過程而言，中灘δ13C-CH4最低，內(nèi)灘δ13C-CH4最高，中灘有機質(zhì)分解程度最高，內(nèi)灘的有機質(zhì)分解程度最低。同位素分餾系數(shù)αc可以衡量濕地土壤中發(fā)生的產(chǎn)甲烷方式（張尹等，2020），當αc≤1.055時，產(chǎn)CH4方式以乙酸產(chǎn)甲烷為主，當αc>1.055時，產(chǎn)CH4方式以氫氣還原CO2為主（Whiticar et al.，1986）。外灘的αc為 1.040，中灘為1.045，內(nèi)灘為1.033，3個采樣點的產(chǎn)CH4作用均以乙酸產(chǎn)甲烷為主。

在紅樹林生態(tài)系統(tǒng)中，土壤呼吸以活根呼吸和土壤微生物呼吸為主，由于呼吸過程中的低碳分餾（Lin et al.，1997），產(chǎn)生的二氧化碳的δ13C接近其來源的δ13C，根呼吸作用產(chǎn)生的CO2與植物根組織的δ13C具有相同特征，土壤微生物呼吸產(chǎn)生的CO2與土壤有機質(zhì)的δ13C具有相同特征（Singh et al.，1977；Hanson et al.，2000）。既往研究表明，C3植物的δ13C 值為?35‰— ?20‰，平均為?27‰；C4植物的δ13C 值為?15‰— ?7‰，平均為?13‰（Andres et al.，1996；Widory et al.，2003）。本研究測定了研究區(qū)內(nèi)主要優(yōu)勢植物葉片和根部的δ13C值為?31.17‰，確定研究區(qū)以C3植物為主。此外，分析表明 3個采樣點土壤有機碳碳同位素特征相差不大，外灘土壤為?26.44‰，中灘為?26.50‰，內(nèi)灘為?25.59‰，具備C3植物特征。根據(jù)Keeling Plot的擬合結果，外灘的δ13Cs為?29.77‰，接近C3植物碳同位素特征，外灘的土壤CO2主要來源于土壤中C3植物有機碳分解；內(nèi)灘和中灘的δ13Cs偏大，分別為?16.05‰和?17.73‰，接近C4植物的碳同位素范圍。藻種分析表明中灘和內(nèi)灘土壤表層分布的藻類大部分是綠藻，包括滸苔（Enteromorpha prolifera）和腸滸苔（Enteromorpha intestinalis），少量分布鷓鴣菜（Caloglossa leprieurii），屬于紅藻。根據(jù)先前的研究結果，滸苔屬藻類的δ13C為?13.93‰（Irandoost et al.，2021），鷓鴣菜屬藻類的δ13C 為?29.85‰（Medina et al.，2022），藻類產(chǎn)生的有機碳的δ13C與藻類組織具有相同的特征，由于藻類向土壤表層增加的有機碳和呼吸作用，導致中灘和內(nèi)灘的CO2偏大。

4 結論

（1）本研究區(qū)紅樹林土壤的CO2和CH4主要表現(xiàn)為排放特征，CO2和CH4通量存在較明顯的時空變化。6—10月的CO2通量顯著低于其他月份，7—10月的CH4通量顯著高于其他月份，內(nèi)灘的二氧化碳通量最大，中灘的甲烷排放通量最大。

（2）研究區(qū)的CO2通量主要受ORP和土壤含水量的影響，ORP越低，對應了有機物未被完全分解，有足夠的底物進行土壤呼吸，土壤含水量降低，促進了有氧呼吸，從而增加了CO2的通量。CH4通量主要受有機碳含量和土壤容重的影響，有機碳含量越高，為根系和土壤微生物的呼吸提供底物和能量，容重越高代表土壤結構越緊實，透氣性差，為CH4的產(chǎn)生提供良好的厭氧條件。

（3）在土壤呼吸產(chǎn)生 CO2過程中，內(nèi)灘δ13CCO2低于外灘和內(nèi)灘，有機質(zhì)分解程度最高。而在產(chǎn)甲烷過程中，中灘δ13C-CH4低于外灘和內(nèi)灘，有機質(zhì)分解程度最高，這驗證了內(nèi)灘的CO2通量最高和中灘的CH4通量最高。本研究區(qū)群落以C3植物為主，研究區(qū)內(nèi)CH4的產(chǎn)生以乙酸產(chǎn)甲烷為主。