5.3.2 白洋淀湖泊湿地CH4排放通量的年内变化特征
5.3.2.1 白洋淀湖泊湿地不同实验区CH4的排放通量特征
通过对白洋淀湖泊湿地不同实验区的连续监测可以发现，白洋淀湖泊湿地CH4的排放通量具有明显的时空变化规律。由图5.3可以看出，白洋淀湖泊湿地不同实验区CH4排放通量都表现出较一致的变化趋势，在时间上，除郭里口外7月、8月、9月三个月CH4排放通量较大；小杨家淀和王家寨实验区的CH4排放通量在7月达到最大值。白洋淀湖泊湿地各实验区7—9月的CH4排放量可以占到各区全年排放量的90%以上。
在空间上，三个实验区的陆地区CH4排放通量均很小，有时会监测到吸收现象；湖滨带和湖心区的CH4排放通量都较明显，且湖滨带的排放通量通常大于湖心区，说明湖滨带也是白洋淀湖泊湿地CH4排放的活跃区域。和N2O排放通量的规律相一致，CH4的排放通量在全淀范围也表现为：郭里口＜小杨家淀＜王家寨，与这三个实验区沉积物/土壤有机质的含量变化相一致。沉积物/土壤中的有机质除其本身所含有的有机物降解外，大部分来源于有机肥料和植物根系分泌物及老化脱落的细胞，它们都是沉积物/土壤中CH4形成的重要决定因素。在王家寨实验区人为投掷的鱼饵及鱼的排泄物都使沉积物/土壤中有机质含量增加，进而促进了CH4的产生和排放。
为了更好地说明白洋淀湖泊湿地CH4排放通量的时空变化规律以及影响因素，下面仍以小杨家淀实验区为例进行分析。
5.3.2.2 CH4排放通量的时间变化
小杨家淀实验区CH4排放具有明显的季节性变化，即在夏季高，其他季节低，如图5.3（a）所示，7—9月CH4的排放通量占整个实验期CH4排放通量的95.15%，与太湖梅梁湾的观测结果具有很好的一致性（王洪君，2006）。这种明显的季节性变化可能主要与湿地CH4的形成机制有关。
图5.3 白洋淀湖泊湿地不同实验区CH4排放通量变化趋势图
复杂有机物形成CH4是两类微生物协同作用的结果。一类细菌分解复杂有机物而产生可为产甲烷菌利用的简单有机物或H2/CO2，这些物质被产甲烷菌利用形成CH4。由此可见，微生物是CH4产生多少的直接影响因素。在白洋淀湖泊湿地中，7—9月是一年中温度和湿度都较高的时期，也是大多数微生物大量生长繁殖的阶段，其各种生理活性也达到最大，因此，夏季成为白洋淀湖泊湿地CH4排放通量最大的时期。
5.3.2.3 CH4排放通量的空间变化
小杨家淀实验区CH4排放通量具有明显的空间变化特征，由图5.3可知，CH4排放通量表现为：湖滨带＞湖心区＞陆地区。由于CH4的产生要求严格的厌氧环境，而在陆地区生长着茂密的芦苇，使得陆地区土壤厌氧层比较深，CH4的产生和排放受到一定的抑制，某些情况下扩散进好氧表层的CH4甚至可以全部被消耗掉。CH4是甲烷氧化细菌生长代谢的唯一能源及主要碳源，所以当土壤好氧表层CH4浓度不足以满足甲烷氧化细菌生长时，就会表现出土壤对CH4的吸收状态。湖心区的排放通量为0.04～46.95mg/（m2·h），比太湖梅梁湾的排放通量略高，可能与不同的自然环境条件有关。湖滨带是白洋淀湖泊湿地CH4排放的主要区域，在整个实验期间，湖滨带CH4的排放通量占整个实验区排放通量的74.14%。湖滨带CH4的高排放通量与其特殊的环境密切相关。
湖滨带是水陆交错的区域，有水域良好的厌氧环境，又有大型水生植物生长，这些条件都为CH4的产生、传输和排放提供了有利的条件。在淹水环境下，沉积物中甲烷的产生有两种途径：一种是专性矿质化学营养物在产甲烷菌的参与下，以H2和有机物作为H供体还原CO2生成CH4，或直接利用甲酸和CO形成CH4；另一种是，甲烷基质营养物在产甲烷菌的参与下，通过对含甲基化合物（主要是乙酸）的脱甲基作用而形成CH4，这是生成CH4的主要途径。湖滨带的植物可以降低水流和波浪的动能，从而导致来自开阔水体和陆地的富含营养的颗粒物沉降，以供给充足的碳氮源，同时凋落的植物秸秆也可以提供大量的营养源，这些都是CH4产生的底物。CH4的传输包括扩散、气泡和植物通气组织传输三种方式，其中通过植物通气组织传输的CH4常常超过扩散和气泡传输，占湿地排放量的50%～95%，是湿地CH4最重要的传输途径。
尽管湖滨带的面积很小，但是根据以上的研究结果，其排放通量不可忽视，湖滨带CH4的排放可能对整个水域CH4的排放量产生较大影响。已有的研究表明，相对水体来说，湖滨带是生物地球化学作用的热区，具有极高的甲烷排放通量；尤其是在富营养化湖泊中，漂浮藻体易于在下风向的湖滨带富集（Verhagen，1994），这已成为世界湖泊的一个比较普遍的现象。这些藻体含有大量新鲜的有机碳，特别是在植被型湖滨区，这就更有利于CH4的产生。已有研究者指出，进行CH4温室效应的区域评估，必须单独考虑有植被生长的湖滨带（Kankaala et al.，2004；Kankaala et al.，2005）。