气候变暖作为当前一个重要的环境问题，已备受关注。二氧化碳(CO₂)、甲烷(CH₄)和氧化亚氮(N₂O)是导致全球气候变暖的3种最主要温室气体(GHGs)^[1]。据统计，人类活动导致大气CO₂、CH₄和N₂O浓度较工业革命前分别增加了35.4%、148%和18%，并以每年0.4%、0.8%和0.25%的速度递增，对温室效应的贡献分别为55%、19%和6%^[2]。大气中GHGs浓度富集导致过去100年(1906—2005年)地表温度平均增加了0.74℃，预计在未来100年还将升高1.4—5.8℃^[3]。虽然CH₄和N₂O浓度较小，但在百年尺度上，其辐射增温潜力分别是CO₂的25和298倍，因此也必须给予足够的重视。大气中GHGs浓度的富集会改变陆地生态系统碳平衡和生态系统的可持续发展，因此研究陆地生态系统GHGs的吸收和排放通量及其影响因素，对于准确评价陆地生态系统对全球气候变化的贡献至关重要，同时也是制订GHGs减排措施的重要理论基础^{[4, 5]}，在维持全球碳平衡方面具有重要的现实意义。

森林是陆地生态系统的主体，既是大气CO₂、CH₄、N₂O等温室气体的源与汇^[6]，同时又是陆地最大的碳储存库和吸收汇^[7]。因此，森林土壤碳库的微小变化都会对大气CO₂、CH₄、N₂O浓度产生深远的影响^[8]，森林土壤碳氮气体交换通量对环境变化的响应是当前全球变化生态学的前沿领域之一。绿色植物通过光合作用合成有机物，植物枯死后凋落于土壤表面形成凋落层，凋落物和土壤有机碳被土壤微生物及动物利用，以CO₂形式重新释放到大气中^{[9, 10, 11]}；同时植物根系的自养呼吸也会消耗有机碳释放CO₂^[9]。土壤CH₄净交换通量是土壤剖面中CH₄产生与氧化过程的平衡结果。在厌氧条件下，土壤腐生菌群落(如纤维分解菌、果胶分解菌和木质素分解菌)协同作用将有机质逐步降解成低分子有机酸，进而在甲烷产生菌作用下形成CH₄^{[12, 13]}，在好氧条件下，产生的CH₄又会被甲烷氧化菌氧化为CO₂。土壤N₂O主要来源于硝化、反硝化和化学还原过程，其中硝化细菌和反硝化细菌作用下的生物源N₂O占主导^[14]。已有的研究结果表明，森林土壤CO₂、CH₄和N₂O通量受多个因素的影响，包括温度、水分、森林类型、土壤有效碳氮含量、pH值以及人类干扰等^{[15, 16]}。在全球或区域尺度上，气候(降水和气温)是森林土壤碳氮气体通量的主要驱动因子，而在局域范围内，植被类型、土壤温度和土壤水分支配着森林土壤碳氮气体通量的季节与年际变异^[17]。一般认为，水分充足时，温度是主要限制因子，而水分不足时，水分和温度共同影响森林土壤的温室气体排放^[18]。此外，土壤CO₂、CH₄和N₂O都是生物来源，在产生和消耗的过程中关键功能微生物群落之间存在复杂的交互作用，导致3种气体通量之间具有协同、随机和消长等耦合关系^[16]。

温带森林主要分布在欧洲以及亚洲和北美洲的北部地区，占全球森林面积的18.3%，其碳储量约占森林总碳储量的10%^[19]。我国温带森林占全国林地面积的31.4%^[20]，具有雨热同期以及对气候变化响应剧烈等特点，在区域森林碳氮循环和生态系统碳平衡研究中具有举足轻重的作用^{[21, 22]}。然而，由于缺乏长期的森林土壤温室气体观测数据，目前对东北地区温带森林土壤温室气体通量的数量、主控因子及其耦合关系尚未形成共识性的研究结论，导致区域尺度森林生态系统碳氮气体通量收支平衡计算、碳源汇效应评估以及对气候变化的响应与适应等方面存在很大的不确定性。基于上述研究的薄弱环节，本文以长白山温带针阔混交林为研究对象，基于多年的森林土壤温室气体连续监测数据，研究森林土壤碳氮气体净交换通量的季节变异特征、主要影响因素及其耦合关系，研究结果能够为完善现有的陆地生态系统碳氮耦合循环模型提供参数输入和模型验证，并为未来气候变化条件下温带针阔混交林温室气体排放控制以及降低区域森林生态系统碳汇评估的不确定性提供理论依据。

研究地点位于中国科学院长白山森林生态系统研究站1号标准样地(42°24′ N，128°6′ E，海拔738 m)，森林类型为阔叶红松林，林龄约200a。该区属温带大陆性山地气候，季节变化明显，5—9月为生长季。整个观测期间(2005—2009)年均温为3.6 ℃，年降雨量为600—800 mm (图1)。研究区地势平缓，平均坡度小于4°。阔叶红松林林分结构复杂，主要乔木为红松(Pinus koraiensis)、紫椴(Tilia amurensis)、蒙古栎(Quercus mongolica)、水曲柳(Fraxinus mandshurica)和色木槭(Acer mono)。土壤为山地暗棕壤，母质为火山灰砂砾，土层厚度在70—100 cm；主要养分指标：有机碳11.45%,全氮1.88%、全磷0.13%、全钾2.33%、C/N 6.09、速效氮933 mg/kg、速效磷9.96 mg/kg、速效钾381 mg/kg、pH 4.66^[23]。

图 1 2005年1月—2009年1月期间研究区气温和降雨量的季节和年际变异 Fig.1 The seasonal and annual variability of air temperature and precipitation from 2004 to 2008

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土壤GHGs净交换通量采用静态箱-气相色谱法测定。观测点设在通量塔附近200 m处，取样箱由底箱和盖箱组成,其中盖箱为内径25 cm、高30 cm的不锈钢圆柱体；底箱高度为10 cm，其外径与盖箱的内径相同。采样频率至少每周1次，采样时间为9:00—11:00，代表土壤GHGs通量的日平均值。扣上盖箱，在30 min时段内每隔10min采集1次气样，存储于铝箔气袋中，运回实验室使用气相色谱仪(Agilent4890A，USA)测定CO₂、CH₄和N₂O气体浓度。其中，CO₂和CH₄用氢离子化(FID)检测器测定，N₂O用电子俘获(ECD)检测器测定。测定时气相色谱仪的主要参数：柱箱温度55℃，检测器FID和ECD的温度分别为250 ℃和330 ℃，载气(干空气及高纯H₂)流量分别为300 mL/min和50 mL/min。通过气体浓度随时间的变化来计算单位面积的气体排放通量，线性相关系数(r²)大于0.9。计算公式如下：

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式中，F 为土壤CO₂、N₂O或CH₄净交换通量(mg m^-2 h^-1)；M为气体的摩尔质量，V₀为被测气体在标准状态下的摩尔体积，即22.41 L/mol；h，A 和V分别是采样箱的高度(cm)、采样观测的土壤面积(cm²)和采样箱体积(cm³)；P为观测点的大气压(kPa)；T 为箱内气体温度(°F)；T₀和P₀分别是标准状态下被测气体的温度(273.15)和气压(101.325 kPa)，dC_t/dt为箱内碳氮气体浓度随时间变化的回归曲线斜率，正值表示排放，负值表示吸收。

利用水银温度计记录采样时段的开始和结束时刻气温，利用电子温度计(JM624，China)记录下箱内温度、地下5 cm温度。同时，在土壤非冻结期间，采用土壤水分仪(TDR200，USA)测定土壤10 cm土壤体积含水量，每个样方测定5点计算平均值做为某一时刻的土壤体积含水量。

利用单因素方差分析评价月份对土壤碳氮气体通量以及温度、水分等环境因子的影响。利用线性和非线性回归方法拟合土壤碳氮气体通量与温度、水分之间的关系；利用一元回归分析方法探讨观测日和月两个时间尺度上土壤CO₂、CH₄和N₂O通量之间的耦合关系。利用SPSS 16.0软件进行统计分析，利用Sigmaplot 10.0软件进行绘图。

基于2005年1月至2009年1月4年连续监测数据，研究发现长白山温带针阔混交林生态系统气温、地表温度和5cm土壤温度呈现单峰季节变化规律(图2，P <0.001)，气温7月份最高(22.0℃)，而地表和土壤温度则滞后一个月，峰值出现在8月，平均值分别为20.4℃和18.4℃(图2)；气温最低值出现在12月份(-12.3℃)，而且地表和5cm土壤温度最低值在1月份，均值分别为-7.5℃和-5.5℃(图2)。此外，不同年份之间3种温度的差异不明显(图2)。非冻结期间，土壤体积含水量最大值为5月份，平均为62.6%，此时土壤冻融作用强烈，温度低蒸发微弱；随后土壤含水量趋于下降，秋冬季节土壤含水量最低。

图 2 气温、地表温度、5cm 土壤温度和10cm 土壤含水量的季节与年际变异特征 Fig.2 The seasonal and annual variability of air temperature, surface temperature, soil temperature at the 5cm depth and soil moisture at the 10cm depth

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观测期间，温带针阔混交林土壤CH₄排放与吸收交替出现，表现出强烈的时间异质性(图3，P <0.001)。总体而言，在2—3月份冬春交替季节，针阔混交林土壤表现出CH₄排放，从4月份开始表现为吸收，直至翌年1月份，最大吸收值出现在10月份(图3)。土壤CH₄月净交换通量变化范围为-0.093—0.007 mg CH₄ m^-2 h^-1，年平均值为(-0.015±0.03) mg CH₄ m^-2 h^-1 (-1.3 kg CH₄ hm^-2 a^-1)。土壤CO₂排放呈现明显的单峰季节变化规律(P <0.001)，最高值出现在8月份，与土壤温度变化格局一致(图3)。土壤CO₂月排放通量变化范围为23.57—424.5 mg CO₂ m^-2 h^-1，年平均值为(172.4±43.88) mg CO₂ m^-2 h^-1(15102.2 kg CO₂ hm^-2 a^-1)。土壤N₂O通量也呈现显著的季节变化(P <0.001)，随着温度的升高呈现增加的趋势，最大值也是出现在8月份，之后土壤N₂O通量急剧下降(图3)。土壤N₂O月排放通量变化范围为0.008—0.15 mg N₂O m^-2 h^-1，年平均值为(0.07±0.01) mg N₂O m^-2 h^-1(6.13 kg N₂O hm^-2 a^-1)。

图 3 土壤二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)和氧化亚氮(N2O)通量的季节与年际变异特征 Fig.3 The seasonal and annual variability of soil carbon dioxide (CO2), methane (CH4), and nitrous oxide (N2O) fluxes

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连续4a的观测数据显示，土壤CH₄通量与5 cm土壤温度的相关性不显著，而与土壤含水量呈现极显著的正相关关系，土壤体积含水量能够解释土壤CH₄变异的30%(图4)。土壤CO₂通量与5 cm土壤温度显著正相关，两者的关系符合指数增长方程，土壤温度能够解释土壤CO₂通量变异的68%(图4)；此外，土壤CO₂通量与土壤水分也显著正相关，但是水分只能解释土壤CO₂通量变异的11%(图4)。值得关注的是，土壤N₂O通量与土壤温度显著正相关，且两者之间也可用指数增长方程很好地拟合，土壤温度能够解释土壤N₂O通量变异的16%(图4)；土壤N₂O通量与土壤水分也极显著正相关，土壤水分能够解释N₂O通量变异的32%(图4)。上述研究结果表明，土壤CH₄通量主要受水分驱动，温度影响较小。土壤CO₂通量主要为土壤温度驱动，其次是水分；而土壤N₂O通量主要受水分驱动，其次是温度。

图 4 土壤CO2, CH4和N2O通量与土壤温度、含水量之间的关系 Fig.4 The relationships between soil CO2, CH4, N2O fluxes and soil temperature as well as soil moisture

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基于观测日和月尺度的数据，研究发现土壤CO₂通量与CH₄通量之间无显著的相关关系，即两者表现为一种随机关系(图5)。在观测日尺度上，土壤CH₄通量与土壤N₂O通量之间正相关，但决定系数较小(图5)，说明土壤CH₄吸收与土壤N₂O排放之间为弱消长型的耦合关系；在月尺度上，土壤CH₄通量与N₂O通量相关性不显著(图5)。在观测日和月尺度两个水平上，土壤CO₂通量与N₂O通量之间均呈现显著的正相关关系，两者对温度和水分有很强的同向响应(图5)。

图 5 土壤CO2, CH4和N2O通量之间的耦合关系 Fig.5 The coupling relationships among soil CO2, CH4 and N2O fluxes

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土壤CO₂排放通量呈现出夏高冬低的季节格局^[18]，与土壤温度的季节变化一致。土壤CO₂排放通量除了化学氧化产生以外，主要是由植物根系自养呼吸和微生物异养呼吸产生。随着春季的到来，气温逐渐回升，土壤开始冻融，加上降雨频繁，植物根系代谢和土壤分解微生物群落活性增强，导致土壤自养和异养呼吸速率均增加；而进入秋季后，随着气温降低、降雨减少，植物代谢和微生物活性减弱，土壤呼吸速率降低^{[24, 25]}。另外，本研究表明温带针阔混交林土壤CO₂通量主要受温度驱动，其次是土壤含水量，土壤CO₂通量与温度的关系符合Arrhenius指数增长方程，这与许多室内培养及野外观测的结果相同^{[26, 27]}。在中高纬度的温带季风森林区，降水大于生态系统蒸散，土壤水分不是土壤CO₂排放的主要限制性因子；由于温带针阔混交林土壤有机碳含量较高，活性组分比例较大，活化能较低，土壤CO₂排放对温度反应敏感，所以土壤温度是支配土壤CO₂释放的主要因子^{[28, 29]}。但是，在温带针阔混交林区，土壤温度只能解释土壤CO₂排放通量变异的68%，低于一些样地尺度上的研究结论^{[30, 31, 32]}。连续4a的监测结果表明，长白山温带阔叶混交林土壤CO₂通量的变化范围为15.08—781.76 mg m^-2 h^-1，与早期同地点的研究结果非常相近(14.4—720 mg m^-2 h^-1)^{[33, 34, 35]}，明显高于北美温带森林土壤的CO₂排放通量(10.0—234.0 mg m^-2 h^-1)^[36]和德国温带森林土壤CO₂通量(10.8—540 mg m^-2 h^-1)^[37]。

温带针阔混交林生长季内土壤CH₄平均吸收通量为15 μg m^-2 h^-1，明显低于北京地区暖温带森林土壤CH₄吸收通量(71 μg m^-2 h^-1)^[38]，与不同气候带之间温度、水分、植被类型以及土壤类型等因素的差异有关。除了冬季冻结期外，温带针阔混交林土壤大部分时期表现为CH₄吸收，这与大兴安岭寒温带针叶林的结果类似^[39]，体现了水分非饱和的自然土壤(如森林、草原等)都具有吸收大气CH₄的能力，是大气CH₄唯一的生物汇^[1]。相似地，Groffman等^[40]发现美国北部硬木林土壤结冻后有短暂的CH₄释放现象，Sullivan 等^[41]研究美国西南部黄松林地冬季CH₄排放时未发现CH₄有明显的吸收通量；相反Castro等^[42]却报道美国马萨诸塞州红松林土壤在冬季始终表现为吸收CH₄，这些不一致的研究结果体现了气候、森林类型、土壤属性的异质性。另外，本研究结果表明，温带针阔混交林土壤CH₄通量与水分正相关，与温度相关性不显著(图4)，其结果与以往的一些研究并不完全一致^[43]。例如，Butterbach-Bahl等^[44]研究表明，温带森林土壤CH₄吸收通量会随着温度的升高而增加。普遍认为森林土壤CH₄吸收通量会随湿度增加而降低^{[45, 46]}，土壤CH₄的吸收通量与温度、土壤含水量存在一定阈值关系^[47]，CH₄净交换通量与土壤温度的关系符合二次方程，与土壤水分的关系成指数递减方程^[48]。例如，Castro等^[42]认为当土壤温度在-5—10 ℃时，温度为控制森林土壤CH₄吸收的主导因子，当土壤温度在10℃以上时，土壤含水量则成为主导因子。在本研究中，2—3月份，土壤温度在-5—0℃之间，土壤冻结限制了大气O₂向土壤剖面扩散，也限制了土壤CH₄氧化菌群落的活性，同时厌氧条件下土壤剖面CH₄累积，促进了土壤CH₄产生菌群落活性，导致CH₄氧化减弱排放增加^[49]。而4月以后，随着温度升高，加上降水集中，土壤含水量较高，土壤CH₄氧化吸收仍然不大，直到10月份，气候变得干燥降水减少，土壤含水量急剧下降，温度和水分达到最优配置，土壤CH₄吸收强度最大。

针阔混交林土壤N₂O年均通量为6.13 kg hm^-2 a^-1，生长季土壤N₂O通量的平均值为100.7 μg m^-2 h^-1，明显高于北京地区暖温带森林生长季土壤N₂O平均通量(64.5 μg m^-2 h^-1)^[38]。N₂O通量偏高的原因之一可能是与采用N₂作为载气有关。测定气体的过程中，N₂O会受到CO₂浓度的干扰，CO₂浓度较高时，N₂O浓度会被严重高估；此外，这种分布格局也违反了“纬度变异理论”，即理论上土壤N₂O释放量会随纬度的升高而下降^[50]。本文研究结果能很好地解释这个反常规现象。因为土壤N₂O主要受水分驱动，其次是温度。长白山温带森林区降水显著高于北京暖温带森林，并且前者的底物有效性也显著高于后者，导致温带森林具有更高的N₂O排放。土壤N₂O排放通量与土壤CO₂相似，也呈现明显的单峰季节变化，夏季N₂O的排放通量最高，春季次之，秋冬两季较低且趋于平稳^[51]，和土壤温度和水分的变化基本同步(图2)。由于N₂O主要来源于硝化和反硝化过程，硝化-反硝化细菌群落的底物(NH₄⁺和NO₃^-)主要来源于有机氮的矿化和硝化作用，这些氮素转化过程与温度、水分关系密切^{[52, 53]}。夏季(7—8月份)水热同期，矿化、硝化作用最为强烈，土壤N₂O排放也最高^{[54, 55]}。大量研究表明，土壤含水量与土壤N₂O通量呈现极显著的正相关关系^[56]，当土壤处于饱和含水量以下时，N₂O排放量随土壤水分的增加而增加^{[57, 58]}。理论上，土壤含水量增加导致土壤产生厌氧环境，会促进反硝化过程，从而增加N₂O排放比例^{[38, 59]}；但是，土壤水分过高也会导致反硝化过程进行更加彻底，土壤中的硝酸盐大部分以N₂的形式释放，N₂O所占比例减小^{[60- 61]}。关于温度对土壤N₂O通量的影响，在不同的研究中结果并不一致。Teepe等^[58]的研究表明，温度对土壤N₂O通量有控制作用，但两者间关系未达到显著水平。肖冬梅等^[51]对长白山阔叶红松林土壤N₂O通量全年观测结果显示，土壤温度与N₂O通量之间存在显著的指数关系。本研究也发现两者之间存在显著的指数关系(P < 0.0001)，温度能够解释土壤N₂O通量变异的16%(图4)。此外，温度和水分的交互作用还体现在春初的冻融过程，研究表明冻融也会显著促进土壤N₂O的释放^[43]。土壤冻结过程中部分微生物被杀死，释放出来的营养物质被幸存的微生物快速利用产生大量N₂O^{[62, 63]}。Müller等^[64]利用¹⁵N对草地土壤的研究表明，冻融期土壤N₂O释放主要受土壤微生物反硝化作用的控制。冬季当土壤结冻后，土壤胶粒表面仍有一层未冻结的水膜，其外部覆盖一冰层，从而形成厌氧环境，既有利于反硝化作用产生N₂O，但又阻止了N₂O的大量释放^{[65, 66]}。本研究也观测到4月份土壤冻融季节出现明显的N₂O排放峰，下一步工作需要进行更大频率的观测以及相关微生物学机理研究。

土壤CO₂、CH₄、N₂O的产生与消耗过程之间存在复杂的交互作用，并受外界环境因子的影响。三者之间的耦合作用是以土壤微生物功能群为媒介，通过一系列的氧化还原反应完成电子传递、能量流动和物质转化，在不同生态系统、不同外界驱动力下表现出形式各异的耦合关系。土壤CO₂、CH₄和N₂O通量的耦合关系常以他们之间的回归曲线的斜率来表征：协同关系(斜率大于零)，消长关系(斜率小于零)或随机关系(斜率等于零)^[16]。耦合关系不同于一般的相关关系，前者需要满足一定的条件，如存在交互作用的媒介(如甲烷氧化菌vs 氨氧化菌)、相同的底物(如有效碳氮)、相似的驱动过程(氧化还原反应、电子得失)等^[16]。

通过对3种主要温室气体通量的研究分析，发现土壤CO₂通量和CH₄通量之间无显著的相关关系，机理上并不存在任何类型的耦合关系，其原因如下：首先，土壤CO₂来源于植物根系的自养呼吸和微生物的异养呼吸，而土壤CH₄通量取决于甲烷产生菌产生CH₄和甲烷氧化菌氧化CH₄两个过程的平衡，微生物使用的碳源基质存在很大的差异；其次，CO₂通量和CH₄通量的主要驱动因子不同，CO₂通量主要受温度驱动，其次是水分，而CH₄通量主要受水分驱动，与温度关系不显著，水热因子对不同微生物群落活性、对底物的利用程度的影响不同，导致CO₂通量和CH₄通量在观测日、月两个时间尺度上均表现为随机关系。土壤CH₄和N₂O通量的变化表现为消长型的耦合关系，其潜在的机理为：首先，土壤CH₄和N₂O产生的主要控制因子均为水分，即土壤通气性控制着两种气体在土壤剖面扩散，氧化还原反应控制着土壤CH₄的产生与氧化以及土壤硝化和反硝化作用。在长白山阔叶红松林不同地点的土壤N₂O排放和CH₄吸收的原位观测中发现，N₂O排放和CH₄吸收间存在着非线性负相关关系，这种消长关系与土壤含水量的变化有关^[67]。其次，从微生物生理和生态学角度上来看，土壤N₂O是在氨氧化菌、硝化细菌和反硝化细菌作用下产生，CH₄吸收是在甲烷氧化菌驱动下完成的生物化学过程；由于CH₄和NH₃分子量相近，土壤甲烷氧化菌和氨氧化菌均能同时氧化CH₄和NH₃，竞争利用相同的底物如O₂、CH₄和NH₃；其次，甲烷氧化菌和氨氧化菌都具有非常复杂的胞质内膜，在氧化CH₄和NH₃的过程中会竞争利用功能相似的单氧酶，尤其是甲烷单氧酶(MMO)^{[68, 69]}。然而，也有少数研究显示，N₂O排放速率和CH₄吸收速率间呈显著的正相关关系^[70]，与生态系统的氮饱和状态有关。土壤CO₂和N₂O通量对温度和水分有很强的同向响应，归因于两者的驱动因子相同，均为温度和水分共同驱动，但从机理上来说，二者并不存在耦合。本研究只是探讨了土壤CO₂,CH₄和N₂O通量的水热驱动作用，其它环境因子和关键功能微生物群落动态对3种通量耦合关系的影响有待更为深入的研究。

(1)土壤CO₂和N₂O交换通量表现为明显的单峰季节变化，而土壤CH₄排放与吸收交替出现，表现出强烈的时间异质性。土壤CO₂和N₂O主要受土壤温度和水分影响，而土壤CH₄主要受土壤水分驱动。

(2)土壤CO₂通量和CH₄通量之间表现为随机关系，可能与两者的底物利用不同有关；CH₄吸收和N₂O排放通量表现为消长关系，归因于水分控制以及氨氧化菌与甲烷氧化菌之间的竞争作用；而CO₂和N₂O通量之间具有很强的协同关系，与它们对温度和水分的同向响应有关。