全 文 ：中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期: 723 ~ 735

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英文引用格式: Tong C, Yao S, Wang W Q, et al. Methane dynamics in a Cyperus malaccensis tidal marsh in southeast China (in Chinese). Sci Sin Terrae, 2012, 42:
723–735
《中国科学》杂志社
SCIENCE CHINA PRESS
论 文
中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态
仝川*, 姚顺, 王维奇, 黄佳芳, 张林海, 章文龙, 曾从盛
湿润亚热带生态-地理过程省部共建教育部重点实验室, 福建师范大学亚热带湿地研究中心, 福建师范大学地理科学学院, 福州 350007
* E-mail: tongch@fjnu.edu.cn
收稿日期: 2011-03-16; 接受日期: 2011-09-06
国家自然科学基金(批准号: 40671174, 41071148, 31000262)资助

摘要 采用静态箱法连续 2 年对我国东南沿海闽江口短叶茳芏(Cyperus malaccensis Lam.
var. brevifolius Bocklr.)沼泽湿地在涨潮前、涨落潮过程和落潮后排向大气的甲烷通量进行了
测定, 同时测定了沼泽湿地土壤剖面孔隙水溶解性甲烷浓度, 并原位系统地测定了短叶茳
芏沼泽湿地甲烷产生、甲烷氧化和植物体介导的甲烷传输排放整个甲烷代谢过程及其相关
环境和植物因子. 结果表明, 短叶茳芏沼泽湿地甲烷通量具有明显的季节变化, 6~8 月份是
甲烷通量高峰期; 2008~2009 年, 涨潮前、涨落潮过程和落潮后的甲烷通量范围分别是
0.19~13.99, 0.03~10.63 和 0.01~17.93 mg m2 h1, 平均值分别为 1.82, 0.98 和 2.10 mg m2 h1;
涨落潮过程排向大气的甲烷通量低于涨潮前和落潮后, 落潮后甲烷通量月平均值稍高于涨
潮前, 但差异性不显著(P>0.05); 2008 年和 2009 年沼泽湿地甲烷年通量估算值为 21.45 和
5.99 g m2 a1, 其中, 涨落潮阶段甲烷通量年估算值仅分别占甲烷年通量估算值的 19.8%和
8.0%; 植物介导的甲烷传输排放量占甲烷通量的22.3%~43.9%; 涨潮前和落潮后土壤温度对
于短叶茳芏沼泽湿地甲烷通量均影响显著, 两者呈显著正相关.
关键词
甲烷通量
短叶茳芏
涨落潮
甲烷氧化
植物体甲烷传输
闽江口



具有高热辐射吸收潜力的甲烷(CH4)被认为是最
重要的温室气体之一[1]. 全球大气 CH4 浓度值从工业
化前的 715 ppb增至 2005年的 1774 ppb[2] (1 ppb=1 ng
g1). 据估算, 天然湿地 CH4 排放占全球 CH4 排放总
量的 21%以上[3]. 位于海陆过渡区的河口潮汐沼泽湿
地是全球天然湿地重要的组成部分, 也是世界上生
产力较大的植物群落类型之一. 近年来, 国际上对于
众多面积小, 零散分布的盐、淡水潮汐湿地的 CH4 通
量给予了越来越多的关注[4~9]. 但是, 目前仍十分缺
乏中国沿海潮汐湿地 CH4 通量数据[10]. 国内关于天
然湿地 CH4 通量的研究主要集中在三江平原[11~14].
我国大陆海岸线长 18000 km, 具有众多的河口与海
湾, 海岸湿地类型多样[15], 这些湿地是中国也是世界
湿地的重要组成部分. 近年来, 我国关于河口潮汐湿
地 CH4 排放通量的研究开始增多 [16~18]. 短叶茳芏
(Cyperus malaccensis Lam.var.brevifolius Bocklr.)为多
年生草本植物, 耐盐碱性强, 广泛分布于我国的闽、
粤等沿海省份和台湾地区, 但是, 目前仅见曾从盛
等 [19]对于闽江口短叶茳芏沼泽湿地 2007 年 5 月
~2008 年 4 月为期 1 年的 CH4 通量初步报道.
CH4 排放是 CH4 产生、氧化和传输的最终结果,
以上关键过程共同构成了 CH4 代谢(或称厌氧碳循
环)[20]. 深入研究 CH4 代谢各环节是更好地认识、应
对与调控湿地 CH4 排放的基础. 闽江河口是我国东
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

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南沿海典型河口之一, 闽江河口区面积最大的鳝鱼
滩湿地高、中潮滩均分布有大面积的短叶茳芏沼泽湿
地. 目前国际上虽然开展了一些对于河口潮汐湿地
CH4 通量的研究, 但是, 还未见连续 2 年对于河口潮
汐沼泽湿地在涨潮前、涨落潮过程和落潮后 3 个不同
阶段 CH4 通量的观测, 也未见针对某一河口潮汐沼
泽湿地, 系统地原位测定湿地 CH4 产生、氧化和植物
体传输完整的 CH4 代谢过程. 本研究在 2008 年 1 月
至 2009 年 12 月连续 2 年对分布在闽江口鳝鱼滩湿地
的短叶茳芏沼泽进行了 3 个不同潮汐阶段 CH4 通量
的测定, 并系统测定和分析了短叶茳芏沼泽湿地土
壤孔隙水和涨落潮阶段潮水中溶解性 CH4 浓度的月
动态变化、短叶茳芏沼泽湿地土壤 CH4 产生和氧化特
征、植物体介导的 CH4 传输释放量以及影响 CH4 通
量的主要环境因子和植被因子, 以期为全球潮汐沼
泽湿地 CH4 排放通量清单的编制提供中国地区更准
确的基础数据, 同时系统地揭示短叶茳芏沼泽湿地
CH4 动态特征.
1 材料与方法
1.1 研究区域和测定样地
研究区域为闽江河口区面积最大的鳝鱼滩湿地
(119°34′12″~119°40′40″E, 26°00′36″~26°03′42″N). 闽
江河口区气候暖热湿润, 年均降水日数 153 d, 年均
降水量 1346 mm, 降水多发生在 3~9 月[21]. 潮汐属典
型的半日潮. 在鳝鱼滩湿地中西部五门闸附近中偏
高潮滩区选择一个短叶茳芏沼泽湿地分布区, 设置
CH4 气 体 排 放 通 量 观 测 样 地 (119°37′31″E,
26°01′46″N). 短叶茳芏沼泽群落结构简单, 均为单一
种群落. 研究样地短叶茳芏 3 月初进入生长期, 6~9
月生长旺盛, 花期较短, 7 月份植株高度 1.5 m, 地上
生物量(1062.4±129.6) g m2, 土壤(0~50 cm)有机碳
含量为(19.7±0.7) g kg1. 从涨潮开始至落潮结束平
均潮水水淹时间约为 3.5~4 h, 在非涨落潮阶段, 地
表出露. 2007 年 12 月 0~10 和 10~30 cm 土壤孔隙水
SO4
2含量分别为 250 和 395 mg L1, 潮水中 SO42含
量为 714 mg L1[22].
1.2 样品采集
气样采集运用静态箱法. 静态箱底座为不锈钢
材料, 长、宽和高分别为 50, 50 和 30 cm, 底座在整
个观测期固定在采样点. 静态箱体由中箱和顶箱 2 部
分组成, 材料为 PVC 强化板, 中箱和顶箱的长、宽和
高分别为 50, 50 和 100 cm 及 50, 50 和 50 cm. 在顶
箱上部安装小风扇混合箱内气体. 搭建木质栈桥以
便在取样时最大程度地减少干扰. 设置 3 个静态箱重
复. 在涨潮前、涨落潮过程和退潮后连续 2 年(2008
年 1 月~2009 年 12 月)采集气样. 在每月阴历初三或
初四(中潮日)取样, 以便在白天有充足时间分别抽取
3 个潮汐阶段的气样, 同时保证样地高潮水位小于 1
m, 不至于在涨潮过程将静态箱完全淹没或冲走. 各
取样日约 10: 00 开始涨潮, 采样时间为 9: 00~16: 00,
对于涨潮前和落潮后, 分别在涨潮前 1 h 和完全落潮
后 1 h 分别开始相应的第 1 次抽气取样, 顶箱扣上后
立刻用 100 mL 三通阀注射器抽取箱内气样, 然后每
隔30 min采集1次, 抽气3次, 每次采样量为100 mL,
整个采样过程向底座和中箱以及中箱和顶箱间的水
槽加水密封. 对于涨落潮过程, 在涨潮开始 30 min扣
上顶箱并立刻用注射器抽取气体, 然后每隔 60 min
采集 1 次, 共抽气 3 次, 每次采样量为 100 mL, 气样
立刻带回实验室测定.
每月气样采集过程中, 同步采集静态箱内的潮
水水样, 涨潮开始后约 30 min 扣上静态箱顶箱前用
注射器第 1 次抽取静态箱内潮水水面下 10 cm 处水
样, 并立刻注入到 18 mL 真空玻璃瓶至 1/2 容积, 在
最后 1 次采集完气样后(这时已处于落潮过程), 掀掉
顶箱后立刻再1次抽取潮水水面下10 cm 处水样, 水
样带回实验室测定.
选取 1 个静态箱, 2009 年 1 月在其旁边垂直布设
取样深度分别为 5, 10, 20 和 30 cm 的土壤孔隙水采
样管(内径 5 cm), 在采样管底部侧面开有一圈多个
通口, 上面用橡胶塞密闭以防潮水进入[23], 各深度均
3 个重复. 在每月气样采集日, 涨潮前 1 h 用注射器
分别抽取采集土壤孔隙水, 注入 18 mL 真空瓶, 带回
实验室分析测定.
1.3 CH4 氧化原位测定
样地选取在以上CH4气体取样点附近, 分夏季(7
月 28, 29 日)、冬季(12 月 7, 8 日)(均为小潮日)分别进
行测定. 静态箱同样由底座、中箱以及顶箱 3 部分组
成, 底座长、宽和高分别是 35, 35 和 15 cm, 中箱和
顶箱的长、宽和高分别是 35, 35 和 100 cm 以及 35, 35
中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期

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和 50 cm, 3 个重复. 乙炔(C2H2)为常用的 CH4 氧化抑
制剂[24,25]. 7 月 28 日和 12 月 7 日两天首先测定未施
加乙炔之前的短叶茳芏样地 CH4 通量, 在上午 9:00
第 1 次抽气, 每隔 20 min 抽气 1 次, 共抽 4 次, 每次
100 mL, 回实验室测定 CH4 浓度. 抽气完毕后, 立刻
向静态箱内注入体积浓度为 3%(根据中箱和顶箱的
体积大小计算相应的纯 C2H2 气体注入量)的 C2H2 气
体[25], 过 23 h 后, 7 月 29 和 12 月 8 日上午 9:00 再次
抽气(施加乙炔前后同一时刻取样以减少日进程变化
对于研究结果的影响), 回实验室测定 CH4 浓度. 最
后通过计算添加 C2H2 前后的 CH4 通量的差值估算土
壤 CH4 氧化量并计算相应的氧化率, CH4 氧化率为
CH4 氧化量占 CH4 产生量的百分比.
1.4 植物体途径 CH4 传输排放气样采集
剪切+静态箱法为测定沼泽湿地植物体传输排放
甲烷效率的常用方法之一[26]. 在 CH4 通量月动态取
样样地附近 15 m 处设置 1 个 15 m×15 m 大样方开展
植物体介导传输排放甲烷途径的研究. 取样前 3~7 d
安装静态箱底座以减少对样地的扰动, 取样前 1~2 d
将短叶茳芏植株地上部分齐地面剪切, 在切口处涂
上凡士林以防止气体从切口处溢出, 同时设置未剪
切的对照组, 各 3 个重复. 在植物快速生长期(2009
年 5, 7 月)、开花期(9 月)、成熟期(11 月份)和枯落期
(2010 年 1 月份)分别选定一个小潮日(2009 年 5 月 31
日、7 月 15 日、9 月 10 日、11 月 8 日、2010 年 1 月
7 日), 均在非涨落潮阶段通过静态箱法分别采集剪
切组与对照组的气样并带回实验室分析测定.
1.5 气样分析
CH4气样采用岛津GC-2010气相色谱仪分析. 甲
烷检测器为 FID(氢离子火焰化检测器), 载气为氮气,
流速 20 mL min1, 氢气为燃气, 流速为 47 mL min1;
空气为助燃气, 流速为 400 mL min1, 检测器温度为
130℃, 分离柱温度为 60℃. 色谱柱为 5A 分子筛柱
(长度 3 m, 直径 3 mm), 用南京特种气体厂生产的浓
度为 2.15, 51.58 和 101 ppm 的 CH4 标准气体校正仪
器(1 ppm=g g1).
1.6 CH4 通量计算
3个潮汐阶沼泽湿地排向大气环境的CH4通量计
算公式[11]为
d 273
,
d 273
M c
F H
V t T
      
式中, F: CH4 通量(mg m2 h1); M: CH4 摩尔质量; V:
标准状态下的气体摩尔体积; dc/dt: 静态箱内 CH4 浓
度变化率; T: 静态箱内温度(℃); H: 静态箱内气体部
分高度(涨潮前和落潮后为 150 cm, 即中箱高度+顶
箱高度). 我们观察到在涨落潮过程中静态箱内水体
有明显的横向涌动现象, 基本可以推断静态箱内水
多数是通过底座的凹槽进入的潮水(虽然有中箱扣在
底座的凹槽中), 可能也有一小部分是由于潮汐作用
将土壤孔隙水通过土壤-水界面挤压入静态箱内. 我
们观测在整个涨落潮过程中静态箱内水体水位与箱
外潮水水位基本保持一致. 研究样地中潮日最高潮
水位低于箱体高度, 故在涨落潮过程中静态箱内始
终保持一定体积的空气. 本研究以涨落潮过程中 3 次
抽气时测定的箱外潮水水位的平均值近似地作为涨
落潮过程中箱内潮水的平均高度值 Hwater, 则涨落潮
过程中静态箱内上部气体的高度估算值为 : 150
cmHwater, 以此近似表征涨落潮过程中静态箱内上
部气体部分的高度. 静态箱内 CH4 浓度变化率通过
对每次采集的 3 个气样 CH4 含量测定值进行线性回
归分析获得, 测量的浓度数据只有在线性回归系数
R2>0.9 才视为有效数据[ 27].
本文提出了一个估算闽江口潮汐沼泽湿地 CH4
年排放通量(g CH4 m2 a1)的方法. 闽江口潮汐为典
型半日潮, 白天和夜晚的 2 次涨落潮过程共约 7 h
(3.5 h+3.5 h), 且认为涨潮前和落潮后 2 个阶段均为
8.5 h, 则 CH4 日通量(mg CH4 m2 d1)计算公式为
CH4 日通量= (8.5×涨潮前 CH4 通量) +
(7×涨潮过程中 CH4 通量) + (8.5×落潮后 CH4 通量).
因为每月取样日均为中潮日, 这里近似地认为
各测定日 CH4 日通量为所在月的 CH4 日通量平均值,
并以此估算 CH4 排放的月通量和年通量.
短叶茳芏植物体甲烷传输排放量占短叶茳芏湿
地甲烷通量贡献率的计算公式为
P=E 植物体/F 沼泽湿地,
式中, P(%)为短叶茳芏植物体甲烷传输排放量占短叶
茳芏沼泽湿地甲烷排放通量的百分比, E 植物体为短叶
茳芏沼泽湿地单位面积(1 m2)植物体甲烷传输排放量,
F 沼泽湿地为短叶茳芏沼泽湿地甲烷通量.
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

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1.7 潮水和土壤孔隙水 CH4 浓度计算
潮水和土壤孔隙水中溶解性 CH4 浓度计算公
式[23]为
,
22.4
h h
p
C V
C
V
 
式中为小瓶上部空间 CH4 浓度(μL L1), Vh 为小瓶上
部空间体积(mL), Vp 为小瓶内的水体积(mL).
1.8 环境因子测定
短叶茳芏样地涨潮前和落潮后湿地土壤(10 cm
深度)的温度、pH 值、Eh 和盐度(这里以土壤电导率
表征)[28]分别采用 IQ150 便携式 pH/氧化还原电位/温
度计(IQ Scientific Instruments)和 2265FS 便携式电导
盐分计(Spectrum Technologies Inc. USA)原位同步测
定. 2009年还同步测定了样地短叶茳芏的植株高度和
植株密度.
1.9 数据处理
3 个潮汐阶段间 CH4 通量差异性检验采用
SPSS13.0 软件中的重复测量方差分析 (Repeated
measures ANOVA) 进行统计分析, 运用多元回归中
逐步回归分析方法分别建立涨潮前和落潮后甲烷通
量与各环境因子(土壤温度、pH 值、Eh 和盐度)间的
最优回归方程.
2 结果
2.1 CH4 通量月动态
短叶茳芏沼泽湿地在涨潮前、涨落潮过程和落潮
后的 CH4 通量均具有明显的季节变化(图 1), 温度高
的月份(6~8 月份)出现 CH4 通量的高峰期, 温度低的
1~3 月份出现 CH4 通量的低谷期, 此外, 秋季 CH4 通
量均相对高于冬春季. 涨潮前和落潮后的 CH4 通量
大小并没有一致的规律, 有的月份涨潮前高, 有的月
份落潮后高. 2008 年, 短叶茳芏沼泽湿地涨潮前 CH4
通量范围是 0.19~13.99 mg m2 h1, 最高值出现在 7
月(13.99 mg m2 h1), 最低值出现在 1 和 3 月(均为
0.19 mg m2 h1), 平均值为 2.71 mg m2 h1, 月变异
系数为 154.4%; 落潮后 CH4 通量范围是 0.16~17.93
mg m2 h1, 最高值同样出现在 7月(17.93 mg m2 h1),
最低值出现在 3 月(0.16 mg m2 h1), 平均值为 3.24
mg m2 h1, 月变异系数为 169.1%. 2009 年, 短叶茳
芏沼泽湿地涨潮前 CH4 通量范围是 0.22~2.47 mg m2
h1, 最高值也出现在 7 月(2.47 mg m2 h1), 最低值出
现在 1 月(0.22 mg m2 h1), 平均值为 0.93 mg m2 h1,
月变异系数为 87.6%; 落潮后 CH4 通量范围是
0.01~3.61 mg m2 h1, 最高值同样出现在 7 月(3.61
mg m2 h1), 最低值出现在 3 月(0.01 mg m2 h1), 平
均值为 0.97 mg m2 h1, 月变异系数为 113.5%. 从
两年数据可见, 涨潮前和落潮后 CH4 通量峰值与低
值的出现时间是一致的.
2008 年, 短叶茳芏沼泽湿地在涨落潮过程中排
向大气环境的 CH4 通量的最高值同样出现在 7 月
(10.63 mg m2 h1), 最低值出现在 10 月(0.03 mg m2
h1), 平均值为 1.75 mg m2 h1, 月变异系数为
179.4%; 2009 年, 短叶茳芏沼泽湿地在涨落潮过程中
排向大气环境 CH4 通量的最高值出现在 5 月(0.64
mg m2 h1), 最低值出现在 4 月(0.03 mg m2 h1), 平
均值为 0.20 mg m2 h1, 月变异系数为 84.3%.
2.2 CH4 年通量估算值
短叶茳芏沼泽湿地 2008年和 2009年排向大气的
CH4年通量估算值见表 1, 年通量估算值分别为 21.45
和 5.99 g m2 a1, 2008 年通量大于 2009 年, 两年无潮
水水淹阶段(非涨落潮过程)CH4 年通量分别占 CH4 年
通量的 80.2%和 92.0%.
2.3 潮水水淹对 CH4 通量的影响
短叶茳芏沼泽湿地涨潮前和落潮后的 CH4 通量
均高于涨落潮过程, 2008 年, 涨落潮过程 CH4 通量仅
为涨潮前和落潮后 CH4 通量之和的 29.4%, 2009 年为
10.5%. 2009 年, 短叶茳芏沼泽湿地涨落潮过程 CH4
通量更是分别显著低于涨潮前和落潮后(P<0.05). 但
是, 对于涨潮前和落潮后, CH4 通量无显著性差异
(P>0.05)(表 2). 潮水水淹明显减少了短叶茳芏沼泽
湿地直接排向大气的 CH4 通量, 而在非涨落潮阶段,
地表土壤出露(或有极少量积水), 排向大气环境的
CH4 通量明显增加.
2.4 潮水溶解性 CH4 月动态
计算涨落潮过程中静态箱内潮水先后两次取样
测定的溶解性 CH4 浓度的差值, 得出该差值的月动
态规律(图 2). 对于多数静态箱, 涨落潮过程中静态
中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期

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图 1 短叶茳芏沼泽湿地 CH4通量月动态
表 1 短叶茳芏沼泽湿地 CH4年通量(g m2 a1) 估算值 a)
CH4 年通量估算值 2008 年 2009 年
无潮水水淹阶段(ES) 17.21 5.51
潮水水淹阶段(SS) 4.24 0.48
全部阶段(ES+SS) 21.45 5.99
ES/(ES＋SS) 80.2% 92.0%
a) 表中通量值为 3 个重复的平均值
表 2 三个潮汐阶段短叶茳芏沼泽湿地 CH4通量的比较 a)
年份 CH4 通量(mg CH4 m
2 h1)
涨潮前 涨落潮过程 落潮后
2008 2.71±0.83 a 1.75±0.64 a 3.24±1.01 a
2009 0.93±0.17 a 0.20±0.04 b 0.97±0.23 a
a) 同行不同母表示不同潮汐阶段CH4通量差异显著(P<0.05),
根据重复测量方差分析(repeated measures ANOVA)进行检验. 表中
数值为各测定日的 CH4通量的平均值±标准误差(n =33)
箱内潮水中溶解性 CH4 浓度差值为正值, 可判断涨
落潮过程短叶茳芏沼泽湿地排放 CH4 到潮水中, 并
造成潮水中水溶解性 CH4 浓度的增加. 在温度高的
6~8 月份, 潮水中水溶解性 CH4 浓度差值增加的幅度
相对较大, 可初步推测这些月份有相对大量的 CH4
由短叶茳芏沼泽湿地土壤排放到潮水中 . 2008 和
2009 年短叶茳芏沼泽湿地静态箱内潮水最大的溶解
性CH4浓度差分别为 3.66和 1.10 μmol L1, 静态箱内
潮水 2 年所有测定月溶解性 CH4 浓度差值的平均值
为 0.12 μmol L1.
2.5 土壤孔隙水溶解性 CH4 月动态
2009 年短叶茳芏沼泽湿地土壤 4 个不同深度(5,
10, 20和 30 cm)孔隙水溶解性 CH4浓度同样具有明显
的月动态变化, 且各层土壤孔隙水中溶解性 CH4 浓
度变化趋势基本一致, 均在 8 月份出现了孔隙水中溶
解性 CH4 浓度的最高值, 此外, 5 月份也出现了一个
相对较高的小峰值, 最低值出现在 1 月(图 3). 地下 5
cm 深度土壤孔隙水中 CH4 浓度值最低(月平均值为
13.1 μmol L1), 20 cm 处土壤孔隙水中 CH4 浓度值最
高(月平均值为 26.4 μmol L1), 越往上层土壤孔隙
水中 CH4 浓度越低, 到 5 cm 处达到最低值, 这说明
湿地土壤表层作为土-水或土-气的有氧界面, CH4 产
生量少, 同时该层也是下层土壤产生的 CH4 在向上
扩散进程中主要氧化层.
2.6 土壤 CH4 产生、氧化及植物体传输排放量
甲烷氧化是控制甲烷排放通量的一个重要过程,
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

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图 2 短叶茳芏沼泽湿地涨落潮过程静态箱内潮水溶解性 CH4浓度差值的月动态

图 3 短叶茳芏沼泽湿地土壤孔隙水溶解性 CH4浓度
月动态
图中数据为平均值, n=3
短叶茳芏沼泽湿地土壤 CH4 氧化明显地减少了土壤
产生的 CH4最终排向大气的通量, 夏季和冬季 2 个测
定日的土壤 CH4 氧化率分别为 16.3%和 68.4%, 夏季
测定日低于冬季测定日, 但是从 CH4 通量值看, 夏季
测定日((8.01±1.94) mg m2 h1)还是明显高于冬季测
定日((0.97±0.46) mg m2 h1)(表 3).
短叶茳芏沼泽湿地单位面积植物体介导的甲烷
传输排放量最大值(3.74 mg m2 h1)出现在 2009 年 7
月份, 最小值(0.33 mg m2 h1)出现在2009年11月份,
5 次测定的平均值为 1.31 mg m2 h1. 5 月到 7 月短叶
茳芏植物介导的甲烷传输释放量在增加, 7 月以后则
表 3 短叶茳芏沼泽湿地 CH4氧化率
7 月 28, 29 日 12 月 7, 8 日
CH4 产生(mg m2 h1 ) 9.58±2.05 3.07±1.44
CH4 氧化(mg m2 h1 ) 1.56±0.57 2.10±1.00
CH4 排放(mg m2 h1 ) 8.01±1.94 0.97±0.46
CH4 氧化率(%) 16.3 68.4

逐渐降低, 11月降到最低值, 到 2010年 1月仍保持很
低的水平(图 4). 短叶茳芏植物体介导的 CH4 传输排
放量占短叶茳芏沼泽湿地甲烷通量的 22.3%~43.9%,
贡献率在 9 月份达到最大(图 5), 5 次测定的短叶茳芏
植物体介导的甲烷传输排放量对于短叶茳芏沼泽湿
地 CH4 通量贡献率的平均值为 35.3%. 9 月和 1 月植
物体介导的甲烷传输途径贡献率较高的原因是这两
个月短叶茳芏沼泽湿地CH4通量值较低, 分别为 2.62
和 1.53 mg m2 h1, 这样虽然植物体介导的甲烷传输
排放量很低(图 4), 但其对于短叶茳芏沼泽湿地 CH4
通量的贡献率却不低, 7 月份虽然短叶茳芏植物体介
导的甲烷传输排放量最高(图 4), 但是短叶茳芏沼泽
湿地CH4通量也最高(9.47 mg m2 h1), 造成了 7月植
物体介导的甲烷传输途径贡献率比 9 月份低.
2.7 环境及植被因子对 CH4 通量的影响
短叶茳芏沼泽湿地土壤 10 cm 深度 pH 值、Eh
和盐度的月动态变化如图 6 所示, pH 值、Eh 和盐度
的变化范围分别为 4.43~7.65, 38.8~125.0 mV 和
1.40~7.13 mS cm. 涨潮前和落潮后 3 个指标的数值
在多数月份均较为接近, 特别是土壤盐度在涨潮前
和落潮后十分接近, 多数月份涨潮前的土壤盐度大
中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期

729

图 4 短叶茳芏植物体甲烷传输释放量季节动态

图 5 短叶茳芏植物体传输对短叶茳芏沼泽湿地 CH4
通量的贡献率


图 6 短叶茳芏沼泽湿地土壤 pH 值、Eh 和盐度的月动态
图中数值为平均值, n=3
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

730
于落潮后. 但是, 对于以上 3 个指标, 个别月份涨潮
前和落潮后差距较大, 原因尚不清楚.
图 7 为短叶茳芏沼泽湿地涨潮前和落潮后 CH4
通量与土壤温度, 及涨潮前 CH4 通量与土壤 Eh、pH
值和盐度的线性拟合关系图. 2 个潮汐阶段 CH4 通量
与土壤温度均呈显著正相关, 土壤温度可分别解释
涨潮前和落潮后CH4通量变化的22.1% 和20.6%. 涨
潮前短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量与土壤 Eh 值和盐度
均呈显著负相关, 土壤与 pH 值呈显著正相关(图 7),
但是, 落潮后 CH4通量与 3 个环境因子的相关关系均
不显著(P>0.05). 将涨潮前和落潮后数据合在一起进
行线性相关分析, 结果为 CH4 通量与土壤温度呈显
著正相关(r=0.46, P=0.002), 与土壤盐度呈显著负相
关(r=0.43, P=0.003), 与土壤 Eh和 pH值的相关关系
不显著(P>0.05). 为了探讨以上环境因子对于甲烷通
量影响的大小贡献, 利用多元回归中逐步回归分析
方法分别建立涨潮前和落潮后甲烷通量(Y)与各环境
因子(土壤温度、pH 值、Eh 和盐度)间的最优回归方
程 : Y=33.278+4.437XpH+0.259X 土 温 ( 涨潮前 ); Y=
3.859+0.271 X 土温(落潮后), 结果表明, 在以上 4个环
境因子中, 涨潮前土温和 pH 值包含在最优回归方程
中, 落潮后只有土壤温度包含在最优回归方程中, 2
个阶段的复相关系数分别为 : R2=0.470(P<0.01);
R2=0.167(P<0.05). 利用 2 年的 CH4 通量数据, 采用
指数模型分析短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量与土壤温
度的相关关系, 计算短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量对
于土壤温度的敏感性 Q10, 涨潮前和落潮后甲烷通量
的 Q10 值分别为 3.65 和 5.42.
2009 年短叶茳芏沼泽湿地植株密度和高度呈现
明显的季节变化, 3 月份植株密度和高度分别为 332
株 m2和 0.44 m, 7月增加到 856株 m2和 1.38 m, 这
期间CH4通量(这里以落潮后甲烷通量为例)也呈增加
趋势, 从 3月的 0.01 mg m2 h1增加到 7月的 3.61 mg
m2 h1, 7 月份后植株密度和高度迅速减小, 逐渐下
降到 12 月的 530 株 m2和 0.85 m, CH4通量在 8 月份
急剧下降, 之后又上升, 到 10 月份又急剧下降(图 8).
短叶茳芏沼泽 CH4 排放通量与短叶茳芏株高显著正
相关(R2=0.30, P<0.05), 同时与植株密度呈极显著正


图 7 短叶茳芏沼泽湿地涨潮前和落潮后 CH4通量与土壤温度、Eh、pH 值和盐度的关系
中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期

731

图 8 短叶茳芏沼泽湿地 CH4通量与植株密度、植株高度的
关系
相关关系(R2=0.41, P<0.01), 说明短叶茳芏植株密度
和植株高度同样是短叶茳芏湿地 CH4 通量季节变化
的影响因子.
3 讨论
3.1 短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量及与其他河口潮
汐湿地的比较
由 2008 年 1 月~2009 年 12 月两年数据统计分析
可得, 闽江口短叶茳芏沼泽湿地涨潮前、涨落潮过程
和落潮后排向大气的 CH4 通量平均值分别为 1.82,
0.98 和 2.10 mg m2 h1, 3 个潮汐阶段 CH4 通量平均值
为 1.63 mg m2 h1. 短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量具有
明显的季节变化, 温度高的月份 CH4 排放通量相对
较高. 两年 CH4 通量具有差异, 2008 年 CH4 年通量估
算值高于 2009 年. 分析原因可能是多方面的, 2008
年夏季较高 CH4 通量造成了较高的年通量估算值;
2008 年年均气温(25.2℃)稍高于 2009 年(23.8℃)也是
原因之一; 2008 年研究样点土壤(10 cm 深度)盐度月
平均值(3.11 mS cm)稍低于 2009 年(3.60 mS cm),
根据DeLaune等[29]的研究结果及本研究结果, 即CH4
通量与土壤盐度值呈负相关关系, 则也可以从一个
侧面解释 2008 年相对较高的 CH4 通量. 2009 年短叶
茳芏沼泽湿地涨潮前 CH4 排放通量最高值出现在 7
月份, 而土壤孔隙水中溶解性 CH4 浓度最高值出现
在 8 月, 具体原因还无法解释, 土壤孔隙水溶解性
CH4浓度 5 月份出现的小峰值与 5 月份 CH4通量的小
高峰相一致.
表 4 为闽江河口短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量与
其他潮汐沼泽湿地的比较, 除了日本海岸 Nakaumi
湖芦苇盐沼湿地在 8 月份连续 3 天的测定中 CH4 通
量值达 32.5 mg m2 h1, 其他多数潮汐湿地 CH4 通量
几乎均低于 10 mg m2 h1, 闽江口短叶茳芏沼泽湿地
CH4 通量低于其他 2 种优势植物(芦苇和互花米草)沼
泽湿地.
Chang和Yang[7]直接用每月 1次的测定数据估算
了中国台湾潮汐湿地 CH4 年排放通量. 本研究中取
样日均为每月中潮日, 可认为测定日的 CH4 日通量
近似为测定月的 CH4 日通量的平均值, 并以此估算
CH4 的月通量和年通量. 在今后研究中可在每月的
大、中和小潮日均测定 CH4 通量, 并据此估算 CH4
年通量则更为准确. 测定河口沼泽湿地在涨落潮水
淹过程中排向大气的 CH4 通量目前还无成熟和公认
的方法. 应用于湖泊和水库水体温室气体通量的浮
箱法较难应用于河口潮汐沼泽湿地. 本研究应用静
态箱法在中潮日测定了短叶茳芏沼泽湿地在涨落潮
阶段排放到大气的 CH4 通量, 由于在涨落潮过程中
静态箱内潮水水位在发生变化, 箱内气体部分气压
随之也发生变化并将对涨落潮过程通量计算结果产
生一定的影响, 这也是应用静态箱法测定涨落潮水
淹过程排向大气的 CH4 通量的不足之处. 同时, 该方
法也无法测定大潮日河口沼泽湿地在涨落潮阶段排
放到大气的 CH4 通量(潮水可能完全淹没静态箱). 此
外, 涨落潮水淹过程中海水中原有的 CH4 也会向大
气扩散, 如何与沼泽湿地排放的 CH4 通量加以区分
也是今后需要研究的科学问题.
3.2 潮汐对河口湿地 CH4 排放的影响
周期性涨落潮是沿海河口湿地的一个重要特征, 经
过一个涨落潮水淹过程后, 潮汐湿地 CH4 排放是否
有一个短暂的提升或降低, 是一个有趣的问题, 但是
鲜见相关的文献报道. 台湾北部潮汐湿地 CH4 通量
研究结果表明, 在观测的 4 年内, 涨潮前和落潮后静
态箱大气中 CH4 浓度和据此估算的 CH4 通量并没有
一致的规律, 有的月份涨潮前 CH4 通量大, 有的月份
落潮后 CH4 通量大[7]. 本研究的结果(图 1)也显示涨
潮前和落潮后 CH4通量并没有一致的规律, 从 2 年的
平均值看, 落潮后 CH4 通量(2.10 mg m2 h1)稍高于
涨潮前(1.82 mg m2 h1) , 但是 , 差异性不显著
(P>0.05). Singh 等[32]研究结果显示落潮后一段时间
大气中甲烷浓度比涨潮前高, 分析原因认为涨落潮
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

732
表 4 短叶茳芏沼泽湿地 CH4通量与其他潮汐沼泽湿地的比较
地点 植被类型 测定时段 CH4 通量
(mg m2 h1)
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(P. australis marsh)
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(P. australis salt marsh)
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海三棱藨草湿地
(Scirpus mariqueter)
2004-05~2005-05
2.02

[17]
闽江口鳝鱼滩湿地

芦苇盐沼湿地
(P. australis salt marsh)
2007-01~2007-12
4.09

[22]
闽江口鳝鱼滩湿地

互花米草盐沼湿地
(S. alterniflora salt marsh)
2007-01~2007-12 9.47 [18]
闽江口鳝鱼滩湿地

短叶茳芏盐沼湿地
(C. malaccensis salt marsh)
2007-04~2007-12 0.78 [19]
闽江口鳝鱼滩湿地

短叶茳芏盐沼湿地
(C. malaccensis salt marsh)
2008-01~2009-12 1.63 本研究

过程中水淹厌氧条件下低氧化还原电位促进了产甲
烷菌活性和甲烷产生, 落潮后仍可维持一段时间. 但
是, 本研究中的一些月份落潮后的氧化还原电位反
而比涨潮前高(图 6)则较难支持以上的解释, 这也可
能与退潮后气样取样及氧化还原电位测定的时间有
关, 本研究大约是在落潮后 1 h 开始采集气样, 提前
或推后取样, 测定的结果可能会有不同, 在今后的研
究中可做进一步的研究.
此外, 涨落潮过程中形成的潮水水淹如何影响
河口沼泽湿地排向大气的 CH4 通量是人们感兴趣的
问题. 目前关于河口湿地潮水水淹对于 CH4 通量的
影响的文献报道很少 . van der Nat 等 [6]报道荷兰
Scheldt河口潮汐淡水芦苇沼泽潮水水位低于 8 cm时,
静态箱中 CH4 浓度大大增加, 原因是离地面 20~30
cm 的植物茎部是芦苇植物体排放 CH4 的主要部位,
高潮位时植株底部完全淹没在潮水中, 潮水水淹会
明显地“阻止”芦苇对于 CH4 的传输排放量, 结果造
成排向大气环境的 CH4 通量急剧减少. 美国 White
Oak 河口河岸潮汐湿地的研究也显示 CH4 通量变化
与潮水高度关系密切, 在潮水水位远高于土壤表面
并呈水淹状态时, CH4 通量明显减少, 而在涨潮前和
落潮后 2 个阶段, 当潮水水位降到接近土壤表层时
CH4 通量最大, 分析原因是在潮水水淹阶段, 湿地土
壤产生的 CH4 首先排放进入到甲烷浓度较低的潮水
中, 而该部分 CH4 在进入到大气之前, 一部分被处于
氧化状态的潮水所氧化[4]. 从本研究 3 个潮汐阶段排
向大气的甲烷通量值比较(表 2)分析看, 潮水水淹同
样明显地减少了短叶茳芏沼泽湿地排向大气的甲烷
通量, 但是, 目前还未见关于短叶茳芏植物体 CH4 排
放部位的文献报道. 我们认为短叶茳芏沼泽湿地排
放并溶解在潮水中的 CH4 也会部分逐渐扩散进入到
大气, 但在时间上存在滞后.
3.3 CH4 氧化和植物体介导的 CH4 传输途径
CH4氧化是控制湿地CH4通量的重要环节, 氧化
量的高低对于最终 CH4排放通量影响巨大. 湿地 CH4
氧化主要是通过甲烷氧化菌完成[33], 主要发生在有
氧/无氧界面和根际, 一般的 CH4 氧化多指好氧 CH4
氧化. 实验室培养或原位直接添加 CH4 氧化抑制剂
的方法是目前测定 CH4 氧化率的主要方法, 常用的
CH 4 氧化抑制剂包括氟甲烷 (CH 3 F) [ 3 4 , 3 5 ]和乙炔
(C2H2)
[24,25]. 虽然乙炔在抑制 CH4 氧化的同时, 也会
中国科学: 地球科学 2012 年 第 42 卷 第 5 期

733
一定程度地抑制CH4产生, 但对于CH4产生的抑制作
用在短期内不明显且不会对 CH4 通量产生影响[25].
添加不同浓度的乙炔对于 CH4 氧化的抑制程度可能
会稍有差异 . King[25]向巨大黑三棱草 (Sparganium
eurycarpum)湿地土样分别添加浓度为 0.01% 和 1%
的乙炔 , 相应的 CH4 氧化率分别为 86%~89%和
96%~98%. 考虑到本研究中原位使用的静态箱体积
较大, 确定添加纯乙炔后箱内的乙炔浓度为 3%. 湿
地甲烷氧化量占产生量的比例变化较大 (1%~
90%)[35~37]. 本研究对于短叶茳芏沼泽湿地仅在 7 月
和 12 月 2 次测定了 CH4 氧化率(16.3%和 68.4%), 单
从实际的氧化量看, 2 个月相差不多, 分别为(1.56±
0.57)和(2.10±1.00) mg m2 h1, 但 7 月 CH4 产生量
((9.58±2.05) mg m2 h1)远高于 12 月((3.07±1.44) mg
m2 h1), 因而造成了 12 月甲烷氧化率大于 7 月. 由
于仅在夏季和冬季各测定了 1 次, 因此最终给出确定
的结论可能还需要增加测定次数. 最新研究表明在
硫酸盐丰富的海岸河口湿地沉积物中, 厌氧环境下
沉积物产生的 CH4 也可以通过硫酸盐还原而被直接
氧化 (CH4+SO42+2H+→CO2+H2S+2H2O), 即存在着
的 CH4 的厌氧氧化[38]. 对于闽江河口潮汐沼泽湿地
土壤, 是否也存在着深层土壤的 CH4 厌氧氧化? 厌
氧氧化率是多少? 在今后的研究中应给以关注, 此
外, 土壤有机质含量、硫酸盐浓度等环境参数的季节
变化及其对甲烷产生和氧化的影响也应深入研究.
对于有植物生长的湿地, CH4 植物体传输释放途
径与分子扩散途径和气泡途径相比更为重要, 一些
研究表明水稻、芦苇和水葱等植物占优势的湿地, 植
物体 CH4 传输释放对于湿地 CH4 通量的贡献率在
90%以上[39~41]. 本研究中短叶茳芏植物体对于CH4传
输释放量占甲烷通量的比例为 22.3%~43.9%, 与
Ding 等[26]在东北三江平原小叶章(Deyeuxia angust-
ifolia)沼泽湿地测得的植物体传输释放 CH4 的比例
(28%~31%)接近, 可推断短叶茳芏植物体对于 CH4的
传输释放能力相对较弱. 本研究未测定 3~4月份短叶
茳芏生长初期植物体对于 CH4 传输释放量, 是一个
不足, 此外, 关于短叶茳芏植物体甲烷传输机制是属
于对流传输还是分子扩散传输还未见文献报道, 今
后可深入开展相关研究.
3.4 环境因子对于 CH4 通量的影响
温度(特别是土壤温度)在湿地 CH4 产生和氧化
过程中起着重要的作用, 是控制湿地 CH4 排放季节
动态的主要因素之一. 虽然湿地 CH4 通量对温度的
响应具有一定的复杂性, 有的呈正相关, 也有的呈负
相关或没有相关性[42]. 多数研究还是表明湿地 CH4
通量与温度具有正相关关系. 美国内布拉斯加芦苇
湿地 CH4 排放与 0~25 cm 土壤温度具有显著正相关,
对 CH4 排放日变化的贡献率达 80%以上[43]. 辽河三
角洲芦苇湿地研究也表明温度对 CH4 排放有一定的
影响[44]. 本研究结果也表明温度是控制湿地甲烷通
量的主要环境因子. 短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量对
于温度变化的敏感性 Q10 值(涨潮前和落潮后分别为
3.65 和 5.42)较东北三江平原毛果苔草(C. lasiocarpa)
和小叶章(D. angustifolia)沼泽湿地 Q10 值(2.50 和
1.90)[13]高.
土壤盐度也是影响潮汐湿地 CH4 排放的一个重
要环境因子. 美国路易斯安那海岸 Barataria 流域沼
泽湿地 CH4 通量随盐度的增加而下降, 盐沼、咸水沼
泽和淡水沼泽甲烷通量分别为 12, 200 和 400 mg C
m2 d1[29]; 美国弗吉尼亚 Chesapeake 海湾湿地 CH4
通量最高值(22.4 g m2 a1)出现在土壤盐度处于中间
点的地段, 而盐度最低地段 CH4 通量仅为 18.2 g m2
a1, 盐度最高地段 CH4 通量大幅度下降为 5.6 g m2
a1[45]. 本研究通过将研究样地 2 年的 CH4 通量值与
土壤盐度进行相关分析, 结果为 CH4 排放通量在涨
潮前与盐度呈显著负相关, 但在落潮后与盐度无显
著相关关系. 一般认为氧化还原电位值愈低愈有利
于 CH4 的产生. 一般认为氧化还原电位值愈低愈有
利于 CH4的产生. 但是, 氧化还原电位值与 CH4通量
的关系复杂, 包括 CH4 产生所必需的氧化还原电位
临界值, 不同研究者得出的结果不尽相同, 从最低需
要300 mV CH4产生到 0~70 mV 即可产生 CH4[46,47].
2008~2009 年, 本研究样地 10 cm 深度土壤 Eh 变化
范围为38.8~125.0 mV, 同样产生并排放大量的 CH4.
Purvaja 和 Pamesh[48]认为湿地土壤中产甲烷菌活性受
到包括温度、土壤结构和理化性质、优势植物以及
Eh 等许多因子的影响, 只要满足 CH4 产生的必要条
件, 就能产生 CH4, 并不一定严格受到 Eh的控制. 本
研究中, CH4 排放通量在涨潮前与土壤 Eh 呈显著负
相关, 但在落潮后与土壤 Eh 相关关系不显著.
仝川等: 中国东南沿海短叶茳芏潮汐沼泽湿地甲烷动态

734
4 结论
(1) 闽江河口短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量具有
明显的季节变化特征, 6~8 月份出现 CH4 通量的高峰
期; 涨潮前、涨落潮过程和落潮后 CH4 排放通量范围
分别是 0.19~13.99, 0.03~10.63 和 0.01~17.93 mg m2
h1, 平均值分别为 1.82, 0.98 和 2.10 mg m2 h1. 涨落
潮过程中排向大气的 CH4 通量低于涨潮前和落潮后,
涨潮前和落潮后的 CH4 通量大小并没有一致的规律,
有的月份涨潮前大, 有的月份落潮后大, 落潮后 CH4
通量稍高于涨潮前, 但差异性不显著(P>0.05); 2008
和 2009 年短叶茳芏沼泽湿地 CH4 年通量估算值为
21.45 和 5.99 g m2 a1, 涨落潮阶段(潮水水淹阶段)
CH4 年通量仅分别占 CH4 年通量的 19.8%和 8.0%.
(2) 涨落潮过程中潮水 CH4 浓度增加, 表明短叶
茳芏沼泽湿地土壤产生的 CH4 可通过不同甲烷传输
途径释放到潮水中; 短叶茳芏沼泽湿地 20 cm 深度土
壤孔隙水溶解性 CH4 浓度最高.
(3) 短叶茳芏植物体介导的 CH4 传输排放量占
短叶茳芏沼泽湿地 CH4 通量的 22.4%~43.9%.
(4) 涨潮前和落潮后的土壤温度均是控制短叶
茳芏沼泽湿地 CH4 通量的重要环境因子, 两者呈显
著正相关, 此外, 植株密度也是控制短叶茳芏沼泽湿
地 CH4 通量的重要植被因子.
致谢 感谢福建师范大学地理科学学院的杨红玉、鄂焱、廖稷、刘泽雄、胡智强、万晓飞、闫宗平和刘白贵等对于
野外工作的支持, 对于两名匿名审稿人提出宝贵的意见, 在此我们表示衷心的感谢.
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