青海湖流域两种不同高寒湿地类型CO2、CH4和N2O排放通量对模拟降水的响应

杨紫唯, 陈克龙, 张乐乐, 蒋莉莉, 左弟召

青海湖流域两种不同高寒湿地类型CO2、CH4和N2O排放通量对模拟降水的响应

杨紫唯1,2,3, 陈克龙2,3,*, 张乐乐1,2,3, 蒋莉莉2,3, 左弟召1,2,3

1. 青海师范大学地理科学学院, 青海西宁 810008 2. 青海省自然地理与环境过程重点实验室, 青海西宁 810008 3. 青海师范大学青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室, 青海西宁 810008

以青海湖流域两种不同类型高寒湿地(鸟岛湖滨湿地、瓦颜山河源湿地)为研究对象, 探究模拟降水(增雨50%处理、减雨50%处理以及自然处理)对高寒湿地温室气体(CO2、CH4、N2O)排放通量的影响。于2019年8月, 使用静态箱–气相色谱法对两地温室气体进行观测。结果表明: 1)模拟降水对鸟岛湖滨湿地、瓦颜山河源湿地CO2排放通量作用明显, 鸟岛减雨、增雨处理下平均排放通量为105.176、128.984 mg·m-2·h-1, 瓦颜山减雨、增雨处理下平均排放通量为201.761、174.000 mg·m-2·h-1。2)模拟降水装置对鸟岛湖滨湿地CH4排放通量作用明显, 减雨、增雨处理下平均排放通量为1.014、3.840 µg·m-2·h-1, 对瓦颜山河源湿地CH4排放通量影响不明显, 减雨、增雨处理下平均排放通量为–5.261、–5.485 µg·m-2·h-1。3)增雨处理对鸟岛湖滨湿地N2O排放通量有抑制作用, 减雨、增雨处理下平均排放通量为0.382、–1.216 µg·m-2·h-1, 增雨处理下瓦颜山河源湿地N2O排放通量反而增加, 减雨、增雨处理下平均排放通量为–0.893、1.725 µg·m-2·h-1。4)鸟岛湖滨湿地10 cm土壤温度和温室气体排放通量呈不相关, 瓦颜山河源湿地10 cm土壤温度与CO2排放通量呈显著相关, 与其余气体排放通量无显著相关性。5)高寒湿地模拟降水对鸟岛湖滨湿地铵态氮(NH4+-N)以及硝态氮(NO3--N)含量都有较明显的增加。瓦颜山河源湿地的铵态氮(NH4+-N)含量有降低趋势, 硝态氮(NO3--N)含量呈增长趋势。

静态箱–气相色谱法; 高寒湿地; 模拟降水; 温室气体; 湖滨湿地; 河源湿地

0 前言

湿地作为地球上水陆交互作用形成的独特生态系统, 是自然界最富生物多样性的生态景观之一, 也是重要的生存环境[1]。青海湖位于青藏高原东北部, 由祁连山脉的大通山、日月山与青海南山之间的断层陷落形成。青藏高原作为全球变化最为敏感的地区, 青藏高原平均海拔4400 m以上, 使得草地土壤发育时间短, 生态系统较脆弱。关于高寒湿地温室气体排放的诸多研究表明: 高寒草地是大气温室气体CO2的汇[2-4]、是大气温室气体N2O的源[6]。同时, 高寒草甸植物群落则是大气温室气体CH4的弱源[5]。

在20世纪90年代大气中的CO2、CH4、N2O全球平均体积分数为365×10-6、1.74×10-6、314×10-9, 为期增长率为1.5×10-6a-1、7.0×10-9a-1、0.8×10-9a-1, 全球变暖就是因为温室气体浓度的增加从而使地气系统的辐射和能量收支都受到了影响[7]。温室气体对温室效应贡献最大的是CO2, 贡献率占50%, 其次是CH4, 贡献率占19%, N2O仅占4%[8]。但后两种温室气体所产生的增温效应不能忽视。温室气体的源可理解为自然或人为的向大气中释放温室气体, 汇可以理解为温室气体从大气中清除的过程、机制或活动。温室气体的源汇问题仍是全球碳循环的重要及热点问题。

过去人们认为青藏高原高寒草甸由于气候寒冷而利于土壤有机碳累积不利于它的矿化分解, 得出高寒草甸是温室气体CO2的汇的观点, 当全球变暖加剧, 争论已转向为高寒草甸为CO2的净源, 且有研究表明青藏高原高寒草甸温度的升高将驱动土壤释放大量CO2[9-10]。湿地受气候变化响应强烈, 在一定的水分含量范围内, 土壤CO2排放量与水分含量呈明显相关关系[11]。诸多研究也表明CO2与温度关系密切, 如汪浩等试验结果表明: 高寒湿地, 一定温度范围内, CO2的温室气体排放量随着温度的增加而不断增加[12]。

由于湿地长期处于水淹和厌氧环境中, 所以湿地是甲烷的重要排放源, 排放量占甲烷自然源的70%, 占全球甲烷排放通量的24.8%[13-14]。在陆地生态系统中, CH4的排放量是土壤水分含量影响CH4的传输速率造成的[15]。

在陆地生态系统中, N2O主要是从土地排放的, 但植物本身的生长代谢活动产生的N2O排放量也不容小视[16]。硝化和反硝化作用是影响土壤N2O的主要过程, 对水分条件敏感, 尤其是反硝化过程[17]。胡保安[18]等认为在高寒湿地水分条件对N2O温室气体排放通量影响显著且认为10 cm土壤温度也显著影响N2O温室气体排放。有诸多因素综合影响N2O排放速率, 如: 温度、湿度、微生物、土壤质地、pH、有机质含量、外源氮输入等因素[19]。所以目前来说大气N2O的源和汇还不能进行准确的定量认识, 对于源的排放量精度很差[20]。

近年来, 在世界范围内对湿地温室气体通量检测逐渐增多, 但对高寒湿地温室气体通量检测少之又少。因此, 本文通过讨论在模拟增雨50%、减雨50%和自然情况下高寒湿地的CO2、CH4和N2O排放量变化情况, 并探讨环境因子对温室气体排放速率的影响, 为温室气体减排提出依据。

1 材料与方法

1.1 试验地概况

研究使用的数据来源于青海师范大学在青海青海湖湿地生态系统国家定位观测研究站成果(瓦颜山站、鸟岛站)。瓦颜山属河源湿地, 鸟岛属湖滨湿地。瓦颜山观测站(37°44′ N, 100°05′ E)位于青海湖北部, 是沙柳河上游支流的河源湿地。海拔3720—3850 m, 该站点年平均气温为-3.3 ℃, 年均降水量为420.4 mm, 属典型的高原大陆性气候[21], 高寒草甸主要植物有: 莎草科嵩草属的植物为典型代表, 如藏嵩草、矮嵩草、线叶嵩草等[22]。鸟岛观测站(37°04' N, 99°54' E)位于青海湖西部, 属青海省海北藏族自治州刚察县, 海拔3194—3226 m, 该站点年平均气温为-0.7 ℃, 年均降水量为322.7 mm, 属高原半干旱高寒气候, 植被较稀疏[23]。主要植物有: 海乳草()、华扁穗草()、早熟禾(L)、垂穗披碱草(Griseb)等。

1.2 样地设置与样品采集

2019年8月在瓦颜山观测站和鸟岛观测站进行了两种不同类型湿地的观测试验。瓦颜山站由于冻融和鼠兔巢穴影响地势较不平坦, 选取较平坦处作为观测对象, 每个处理设置三个重复。降水处理分为增雨50%、减雨50%和自然对照三个处理。降雨处理顶棚采用开口向上的U型管均匀占50%面积(顶棚均匀倾斜11°), 雨水通过U型管集水再通过PVC管将雨水导入增雨装置管内(每根管间隔40cm且有洒水孔), 将当天收集的雨水均匀洒在增雨样地。自然对照组则不做任何处理。

静态箱法测定温室气体通量, 样地大小为2.6 m× 3.2 m, 相互间隔为3 m为缓冲作用, 观测点采用40 cm×40 cm×30 cm的箱体, 箱外用白色泡沫包裹, 不透光。静态箱由底座和顶箱组成, 底座镶嵌入地面25 cm, 面积为40 cm×40 cm。采集气体时先在底座槽中到满水起到密封作用, 再将箱体扣在底座之上。箱内顶壁安装搅拌风扇, 箱外侧安装有温度计显示器、电池接口、三通阀。采集气体时间为早上六点到下午六点, 中间间隔三个小时。采集气体的同时测量地下5 cm的温度、箱内温度(T)、地下5 cm的湿度。鸟岛站操作处理与瓦颜山站操作一致。

1.3 样品分析

CO2、CH4、N2O浓度测定采用气相色谱法(Agilent 7890B)。CO2检测器为热导检测器(TCD)。色谱柱和样品分别为HP-5.30 m×0.32 mm×0.25 µm (19091J.413), 流速为6.5 mL·min-1, 模式为恒定流量, 填充柱进样口温度为250 ℃, 检测器温度为300 ℃,载气为氢气。CH4检测器为氢火焰离子化检测器(FID), 色谱柱和样品分别为HP-5.30 m×0.32 mm× 0.25 µm(19091J.413), 流速为6.5 mL·min-1, 模式为恒定流量, 填充柱进样口温度为250 ℃, 检测器温度为300 ℃, 载气为氮气。N2O检测器为63Ni电子捕获检测器(ECD), 色谱柱和样品分别为HP-5.30 m× 0.32 mm×0.25 µm(19091J.413), 流速为6.5 mL·min-1, 模式为恒定流量, 填充柱进样口温度为200 ℃, 检测器温度为300 ℃, 载气为氩甲烷。

1.4 计算公式

排放通量公式[24]:

式中,为温室气体排放通量(mg·m-2·h-1);为标准状态下被测气体密度(g·L-1);为静态箱体积(m3);为静态箱覆盖面积(m2);为采样点气压(hpa);P为标准状态下的大气压(hpa);T为标准状态下空气绝对温度(K);为采样时箱内绝对温度(K);/为采样箱内被测气体的浓度随时间的变化率。

2 结果

2.1 两种不同湿地甲烷通量特征

鸟岛湖滨湿地和瓦颜山河源湿地的甲烷通量值表现相反, 鸟岛湖滨湿地平均通量分别是: 自然对照1.416、减雨1.014、增雨3.840 µg·m-2·h-1。瓦颜山河源湿地平均通量分别是: 自然对照–6.020、减雨-5.261、增雨-5.485 µg·m-2·h-1。鸟岛湖滨湿地和瓦颜山河源湿地自然处理下CH4排放通量均在12点出现最大值, 鸟岛CH4通量最大值为4.097 µg·m-2·h-1(图1a), 瓦颜山CH4通量最大值为-2.337 µg·m-2·h-1(图2b)。从两地自然对照的CH4通量来看, 鸟岛湖滨湿地一天内排放通量均为正值, 瓦颜山河源湿地均为负值。由此判断鸟岛湖滨湿地为CH4温室气体的源, 瓦颜山河源湿地为CH4温室气体的汇。根据模拟降水处理下的CH4通量来看, 鸟岛减雨处理(-50%)CH4通量最大值出现在9点, 为3.359 µg·m-2·h-1, 增雨处理(+50%)CH4通量最大值出现在12点, 为6.814 µg·m-2·h-1。瓦颜山减雨处理(-50%)CH4通量最大值出现在18点, 为-3.746 µg·m-2·h-1, 增雨处理(+50%) CH4通量最大值出现在18点, 为-2.339 µg·m-2·h-1。从两地增减雨处理下CH4温室气体排放通量变化来看, 增雨处理明显使鸟岛湖滨湿地CH4通量增加, 对瓦颜山河源湿地CH4通量影响不明显。

图1 两种不同类型湿地CH4通量特征

Figure 1 CH4flux characteristics of two different types of wetlands

图2 两种不同类型湿地CO2通量特征

Figure 2 CO2flux characteristics of two different types of wetlands

2.2 两种不同湿地二氧化碳通量特征

鸟岛湖滨湿地和瓦颜山河源湿地二氧化碳排放通量均为正值, 大气二氧化碳的源。鸟岛湖滨湿地(图2a)平均通量分别是: 自然对照125.605、减雨105.176、增雨128.984 mg·m-2·h-1。瓦颜山河源湿地(图2b)平均通量分别是: 自然对照217.606、减雨201.761、增雨174.000 mg·m-2·h-1。鸟岛湖滨湿地和瓦颜山河源湿地自然处理下CO2排放通量最大值均出现在15点, 鸟岛CO2通量最大值为150.386 mg·m-2·h-1,瓦颜山CO2通量最大值为371.237 mg·m-2·h-1。从两地自然对照CO2通量来看, 两地均为CO2温室气体排放源。根据模拟降水处理下的CO2通量来看, 鸟岛、瓦颜山减雨处理(-50%)CO2通量最大值均出现在15点, 分别为129.644、162.625 mg·m-2·h-1。增雨处理(+50%)CO2通量最大值也均出现在15点, 分别为259.210、237.972 mg·m-2·h-1。从两地CO2通量分析来看, 增雨处理能明显提高鸟岛湖滨湿地CO2通量, 对瓦颜山河源湿地CO2通量影响不显著。

2.3 两种不同湿地氧化亚氮通量特征

氧化亚氮是由有氧硝化和厌氧的反硝化过程产生的, 土壤湿度决定的氧分压控制着硝化和反硝化过程的存在状况, 自然界土壤是硝化和反硝化的嵌套体。观测中氧化亚氮通量是硝化和反硝化产生量的总和, 这两个过程对水分和温度条件敏感, 尤其是反硝化过程[16]。

观测日氧化亚氮通量变化幅度较大, 瓦颜山河源湿地(图3b)自然对照处理变化范围: -0.613—2.158 µg·m-2·h-1, 平均通量为2.440 µg·m-2·h-1。减雨处理变化范围: -1.713—1.235 µg·m-2·h-1, 平均通量为-0.893 µg·m-2·h-1。增雨处理变化范围: -1.300—1.255 µg·m-2·h-1, 平均通量为1.725 µg·m-2·h-1。鸟岛湖滨湿地(图3a)平均通量分别为: 自然对照1.700、减雨0.382、增雨-1.216 µg·m-2·h-1。鸟岛湖滨湿地自然处理下N2O排放通量最大值出现在12点为3.972 µg·m-2·h-1, 瓦颜山河源湿地自然处理下N2O排放通量最大值出现在9点为4.475 µg·m-2·h-1, 均为正值, 说明两地均为N2O温室气体排放源。模拟降水处理下鸟岛减雨(-50%)、增雨处理(+50%)最大值皆出现在12点分别为3.132, 3.262 µg·m-2·h-1。瓦颜山增减雨处理下N2O通量最大值均在9点出现, 分别为2.248、4.704 µg·m-2·h-1。从两地N2O温室气体排放通量来看, 增雨处理对鸟岛N2O排放无明显影响。对瓦颜山N2O排放通量有促进作用。

2.4 气象因子对两种不同湿地温室气体排放的影响

2.4.1 气象因子对鸟岛湖滨湿地温室气体排放的影响

土壤温度大气与地表物质交换的重要途径, 对土壤物理、生物、微生物等过程具有重要作用。土壤温度主要是通过微生物活动来改变温室气体的产生, 而土壤水分使土壤通透性和土壤理化性质得到改变从而来控制温室气体离开土壤的速率[25]。在鸟岛湖滨湿地温室气体排放CO2、CH4、N2O与土壤10 cm温度关系为: 除自然对照下CO2通量关系和减雨处理下N2O通量关系相关显著(<0.05), 其余温室气体通量相关性不显著(>0.05)。总体来看土壤温度与CO2、CH4、N2O、通量基本呈现负相关, 也就是说, 土壤10 cm温度的升高能够促进CO2、CH4、N2O的吸收。鸟岛湖滨湿地自然对照处理土壤含水量平均值为13.30%, 减雨处理土壤含水量平均值为12.57%, 增雨处理土壤含水量平均值为13.57%。

2.4.2 气象因子对瓦颜山河源湿地温室气体排放的影响

在瓦颜山河源湿地温室气体排放CO2、CH4、N2O与土壤10 cm温度关系为: 除自然对照下CO2通量关系达到极显著水平(<0.01)减雨处理下CO2通量关系达到了显著水平(<0.05), 其余温室气体通量相关不显著(>0.05)。总体来看土壤温度与CO2、CH4、N2O、通量除CO2自然处理和减雨处理呈极显著相关性和显著相关性, 其余基本无显著相关性, 也就是说, 土壤10 cm温度的升高能够促进CO2、CH4、N2O的吸收, 而土壤10 cm温度的升高促进自然处理和减雨处理CO2排放。瓦颜山河源湿地自然对照处理土壤含水量为24.37%, 减雨处理土壤含水量平均值为24.23%, 增雨处理土壤含水量平均值为24.67%。

图3 两种不同类型湿地N2O通量特征

Figure 3 N2O flux characteristics of two different types of wetlands

表1 不同处理下鸟岛湖滨湿地温室气体排放量和土壤温度的相关性

注: **表示<0.01; *表示<0.05;=15。

表2 不同处理下瓦颜山河源湿地温室气体排放量和土壤温度的相关性

注: **表示<0.01; *表示<0.05;=15。

2.5 土壤理化性质对高寒湿地温室气体排放的影响

氮限制在自然生态系统中普遍存在[26], 绝大部分的土壤氮来源于植物、动物和微生物残体, 微生物分解这些生物残体时, 在胞外酶的作用下, 不溶性有机氮被转化为可溶性有机氮, 然后通过微生物裂解以铵态氮形式释放到土壤中(氨化作用, ammonification), 最后由硝化细菌转化为硝态氮(硝化作用, nitrification), 变成植物可利用的各种形式[27]。鸟岛湖滨湿地和瓦颜山河源湿地样地中与测定 3种温室气体通量(CO2、CH4、N2O)同时采集土壤样品, 采用三点采样法, 在自然对照、增减雨处理的样地中, 取0—10 cm深的土壤样品, 瓦颜山河源湿地样地取0—10、10—20 cm深的土壤样品, 混合均匀, 装入密封袋, 带回实验室进行分析。

在实验室内, 先将土样阴干, 碾磨过后用200目筛筛过, 将74.5 g 的KCL溶解在1 L的超纯水中, 再与5 g土壤混合, 摇匀后倒入离心管, 过滤后铵态氮用0—1 mg·L-1(以N计), 水杨酸钠法测出, 硝态氮用0—1 mg·L-1(以N计), 硫酸肼还原法测出。

由图4可见, 在鸟岛湖滨湿地采取的土样中可以明显看出增雨处理对铵态氮的增加有明显影响, 减雨处理对铵态氮抑制作用明显。说明在鸟岛湖滨湿地土壤水分的增加使铵态氮也相应增加。增雨处理对硝态氮的增加有明显影响, 减雨处理对硝态氮作用不明显。说明在鸟岛湖滨湿地土壤水分的增加使硝态氮也相应增加。

由图5可见, 在瓦颜山河源湿地采取的土样中可以看出增雨处理对0—10 cm土样中铵态氮没有使其增加的趋势, 反而是减少, 减雨处理对0—10 cm土样中铵态氮有着增多趋势。在10—20 cm的土样中三种处理铵态氮含量差距不大, 说明在瓦颜山河源湿地土壤水分的增加没有使铵态氮含量增加, 反而减雨处理使铵态氮含量增加。三种处理的硝态氮含量按梯度增加, 与鸟岛硝态氮增长趋势一致。

3 讨论

3.1 两种不同类型湿地不同水分梯度对温室气体排放影响

3.1.1 水分梯度对CO2排放的影响

CO2排放主要由两部分组成: 根系呼吸和微生物呼吸[28]。鸟岛湖滨湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下CO2排放通量均值分别为125.605、105.176、128.984 mg·m-2·h-1。通过对CO2排放通量与10 cm土壤温度相关性分析, 两者的相关性不明显(>0.05), 且鸟岛属沙质壤, 说明在鸟岛可能土壤温度不是CO2排放主导因素, 从图2a减雨处理CO2通量明显减少, 说明土壤水分占到了主导位置。瓦颜山河源湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下CO2排放通量均值分别为217.606、201.761、174.000 mg·m-2·h-1。通过CO2排放通量与10 cm土壤温度相关性分析能看出相关性较明显(<0.05)说明在瓦颜山土壤温度是CO2排放的控制因子, 由图2b可看出减雨处理下CO2排放通量大于增雨处理, 且瓦颜山土壤水分含量很高平均比鸟岛高出8%左右, 说明土壤水分对于瓦颜山来说并不是主导因素。

图4 鸟岛湖滨湿地铵态氮(左)硝态氮(右)不同处理下含量

Figure 4 The content of ammonium nitrogen (left) and nitrate nitrogen (right) of Bird Island Lakeside Wetland under different treatments

图5 瓦颜山河源湿地铵态氮(左)硝态氮(右)不同处理下含量

Figure 5 The content of ammonium nitrogen (left) and nitrate nitrogen (right) of Wayashan under different treatments

3.1.2 水分梯度对CH4排放的影响

八月份鸟岛湖滨湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下CH4排放通量均值分别为1.416、1.014、3.840 µg·m-2·h-1, 均为排放。CH4主要产生于厌氧环境, 由甲烷菌产生, 在有氧环境下, 大气中的CH4会进入和扩散到土壤中被甲烷氧化菌氧化吸收, 所以CH4通量取决于产生量和吸收量平衡[29]。瓦颜山河源湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下CH4排放通量均值分别为-6.020、-5.261、-5.485 µg·m-2·h-1, 均为吸收。通过对鸟岛和瓦颜山CH4排放通量与10 cm土壤温度相关性分析来看并无相关性。由图1可明显看出两地CH4通量特征与CO2特征相符, 鸟岛湖滨湿地增雨处理CH4排放通量明显比减雨处理大, 而瓦颜山河源湿地增雨处理CH4排放通量明显小于减雨处理。证明在土壤温度不是主导因素时, 土壤水分是影响CH4排放通量的主导因素。

3.1.3 水分梯度对N2O排放的影响

N2O排放受到多种因子综合影响, Li等[30]研究表明当土壤水分在田间持水量之上时, N2O的主要来源是反硝化作用, 但N2O排放量和土壤水分呈负相关关系, 而土壤含水量在田间持水量之下时, 尽管硝化作用强烈, 但N2O排放量少, 与土壤水分也呈正相关关系。土壤中的水分不仅影响N2O的生成, 还影响着N2O的传输, 当水分饱和时, 土壤颗粒上会形成一层较厚的水膜, 阻碍N2O的释放, 这对反硝化作用生成N2O和N2O的扩散都形成了阻碍[31]。八月份鸟岛湖滨湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下N2O排放通量均值分别为1.842、0.412、-1.216 µg·m-2·h-1。瓦颜山河源湿地生态系统自然对照及减雨、增雨处理下N2O排放通量均值分别为2.440、-0.893、1.725 µg·m-2·h-1。从图3a看出增雨处理对N2O排放不明显, 而图3b中增雨处理下N2O排放通量明显大于减雨处理, 说明增雨处理下的土壤水分并没有达到饱和状态, 土壤水分没有成为阻碍N2O的生成。Smith[32]认为温度和N2O排放有着指数关系存在, 但本次试验观测中只有鸟岛的减雨处理与土壤温度存在相关性, 其余皆不显著, 有待长期观测来揭示N2O通量与温度的关系。

3.2 降水装置对土壤理化性质的影响

在自然生态系统中, 微生物对可溶性有机氮(DON)的裂解和转化是土壤中无机氮的主要来源, 然后有机氮以铵态氮和硝态氮形式存在, 是植物可以直接吸收利用的氮素。当微生物生长存在碳限制时, 它会使可溶性有机氮中的碳架来支持其生长与维持的能量需要, 同时释放铵盐到土壤中[33]。鸟岛湖滨湿地铵态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为18.470、4.080、17.743 mg·kg-1。硝态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为3.147、3.993、9.007 mg·kg-1。瓦颜山河源湿地0—10 cm铵态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为21.963、24.327、15.957 mg·kg-1, 10—20 cm铵态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为10.357、8.903、9.973 mg·kg-1。0—10 cm硝态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为4.163、4.543、5.040 mg·kg-1, 10—20 cm铵态氮自然处理、减雨、增雨处理下平均浓度为3.467、3.613、2.907 mg·kg-1。相比之下, 铵态氮含量略高。由图4、5的硝态氮来看自然处理和增雨处理下差距并不大, 可能是因为铵态氮比较容易吸附在土壤中的矿物或带负电的有机物表面, 不易随水分迁移。且铵态氮没有硝态氮容易让植物利用、微生物固持, 加上增雨处理增加了土壤水分, 因此硝态氮含量远低于铵态氮[34]。

4 结论

全球变化驱使下, 降水对高寒湿地温室气体排放起着至关重要的作用。研究发现, 降水模拟下高寒湿地的CO2、CH4、N2O气体排放对不同梯度降水有着不同响应。增雨条件下, 鸟岛湖滨湿地CO2、CH4显著增多, 对N2O影响不显著, 对瓦颜山河源湿地CO2、CH4、N2O反而有抑制作用。减雨条件下, 鸟岛湖滨湿地CO2、CH4显著减小, 对N2O影响不显著, 对瓦颜山河源湿地CO2、CH4有促进作用, 排放量均大于增雨处理, N2O则明显减少。鸟岛湖滨湿地土壤温度平均19 ℃以上, 瓦颜山河源湿地土壤温度13 ℃以上, 土壤温度与三种温室气体相关度不高。可能因影响因素众多, 温度对其影响没有降水显著。增雨处理对鸟岛湖滨湿地土壤中铵态氮、硝态氮有促进作用, 对瓦颜山河源湿地铵态氮有抑制作用, 对硝态氮有促进作用。减雨处理对鸟岛湖滨湿地铵态氮明显抑制, 对硝态氮无明显影响。瓦颜山河源湿地铵态氮有增长趋势, 硝态氮无明显影响。

[1] 赵如金, 李潜, 吴春笃, 等. 北固山湿地土壤氮磷的空间分布特征[J]. 生态环境, 2008,17(1): 273–277.

[2] 曹广民, 李英年, 张金霞, 等. 高寒草甸不同土地利用格局土壤CO2的释放量[J]. 环境科学, 2001, 22(6): 14–19.

[3] 曹广民, 李英年, 张金霞, 等. 环境因子对暗沃寒冻雏形土土壤CO2释放速率的影响[J]. 草地学报, 2001,9(4): 307–312.

[4] 曹广民, 张金霞, 赵新全, 等. 草毡寒冻雏形土土壤CO2释放量估测方法初探[J]. 土壤学报, 2002,39(2): 261–267.

[5] DU Y G, CUI Y G, XU X L, et al. Nitrous oxide emissions from two alpine meadows in the Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Plant & Soil, 2008, 311(2): 245–254.

[6] 吴琴, 胡启武, 曹广民, 等. 高寒矮嵩草草甸冬季CO2释放特征[J]. 生态学报, 2011, 31(18): 5107–5112.

[7] IPCC. Climate change 2001–the scientific basis[M]//. Cambridge: Cambridge University Press, 2001.

[8] BOUWMAN A F. Soils and greenhouse effect[M] Chichest: Johnwiley and Sons Ltd, 1990: 61–127.

[9] 曹广民, 李英年, 张金霞, 等. 高寒草甸不同土地利用格局土壤CO2的释放量[J]. 环境科学, 2001, 22(6): 14–19.

[10] 林而达, 李玉娥. 全球气候变化和温室气体清单编制方法[M]. 北京: 气象出版社, 1998.

[11] CHIMNER R A, COOPER D J. Influence of water table levels on CO2emissions in a Colorado subalpine fen: an in situ microcosm study[J]. Soil Biology & Biochemistry, 2003, 35(3): 345–351.

[12] 汪浩, 于凌飞, 陈立同, 等. 青藏高原海北高寒湿地土壤呼吸对水位降低和氮添加的响应[J].植物生态学报, 2014, 38(6): 619–625.

[13] HALLETT J. Climate change 2001: The scientific basis[M]//Houghton J T, Ding Y, Griggs D J, et al. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge University Press, Cambridge, 2001.

[14] MUNGER J W. Atmospheric Methane Its Role in the Global Environment: M.A.K. Khalil (Ed.), Springer–Verlag, Berlin, ISBN 3540 65099 7[J]. Agricultural and Forest Meteorology, 2004, 122, doi: 10.1016/j.agrformet. 2003.09. 004.

[15] 李玉娥, 林而达. 土壤甲烷吸收汇研究进展[J]. 地球科学进展, 1999,14(6): 613–618.

[16] ULRIKE R, JURGEN A, RUSSOW R, et al. Nitrate removal from drained and reflooded fen soils affected by soil N transformation processes and plant uptake[J]. Soil Biology & Biochemistry, 2004, 36(1):77–90.

[17] LI C, MOSIER A, WASSMANN R, et al. Modeling greenhouse gas emissions from rice-based production systems: Sensitivity and upscaling[J]. Global Biogeo­chemical Cycles, 2004, 18(1), doi: 10.1029/ 2003GB002045.

[18] 胡保安, 贾宏涛, 朱新萍, 等. 不同水分条件下巴音布鲁克天鹅湖高寒湿地夏季N2O日排放特征[J]. 生态环境学报, 2015, 24(5): 811–817.

[19] 李俊. 农业土壤排放氧化亚氮的影响因素分析[J]. 生态农业研究, 1995, 3(4): 65–68.

[20] 周存宇. 大气主要温室气体源汇及其研究进展[J]. 生态环境, 2006,15(6): 1397–1402.

[21] 张乐乐, 高黎明, 陈克龙. 青海湖流域瓦颜山湿地辐射平衡和地表反照率变化特征[J]. 冰川冻土, 2018, 40(6): 1216–1222.

[22] 李宝鑫. 青海湖湿地模拟增温和施氮处理的温室气体排放响应[D].西宁: 青海师范大学, 2017.

[23] 陈骥, 曹军骥, 魏永林, 等. 青海湖鸟岛水分梯度下草地生物量分配格局初步研究[J]. 干旱地区农业研究, 2014, 32(3): 202–208.

[24] CAO G, XU X, LONG R, et al. Methane emissions by alpine plant communities in the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Biology Letters, 2008, 4(6): 681–684.

[25] 陈全胜, 李凌浩, 韩兴国, 等. 水分对土壤呼吸的影响及机理[J]. 生态学报, 2003, 23(5): 972–978.

[26] VITOUSEK P M, HOWARTH R W. Nitrogen limitation on land and in the sea: how can it occur. [J] Biogeo-chemistry, 1991, 13(2): 87–115

[27] 任艳林. 降水变化对樟子松人工林土壤无机氮和净氮矿化速率的影响[J]. 北京大学学报(自然科学版), 2012, 48(6): 925–932.

[28] 魏达, 旭日, 王迎红, 等. 青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及与环境因子关系研究[J]. 草地学报, 2011, 19(3): 412–419.

[29] SMITH K A, BALL T, CONEN F, et al. Exchange of greenhouse gases between soil and atmosphere: interaction of soil physical factors and biological processes[J]. European Journal of Soil Science, 2018, 69(1): 2–4.

[30] LI Y C, SONG C C, LIU D Y. Advances in studies of N2O emission in wetland soils[J]. Wetland Science, 2008(2): 124–129.

[31] 王冬雪, 高永恒, 安小娟, 等. 青藏高原高寒湿地温室气体释放对水位变化的响应[J]. 草业学报, 2016, 25(8): 27– 35.

[32] SMITH K A. A Model of The Extent of Anaerobic Zones in Aggregated Soils, and Its Potential Application to Estimates of Denitrification[J]. European Journal of Soil Science, 1980, 31(2): 263–277.

[33] Chapin F S, Matson P A, Mooney H A. 陆地生态系统生态学原理[M]//李博, 赵斌, 彭容豪, 等, 译. 北京:高等教育出版社, 2005: 168–183.

[34] 任艳林. 降水变化对樟子松人工林土壤无机氮和净氮矿化速率的影响[J]. 北京大学学报(自然科学版), 2012, 48(6): 925–932.

Response of CO2, CH4and N2O fluxes of two different alpine wetland types in Qinghai Lake basin to simulated precipitation

YANG Ziwei1,2,3, CHEN Kelong2,3,*, ZHANG Lele1,2,3, JIANG Lili2,3, ZUO Dizhao1,2,3

1. School of Geography Science, Qinghai Normal University, Xining 810008, China 2. Qinghai Province Key Laboratory of Physical Geography and Environmental Process, Xining 810008, China 3. MOE Key Laboratory of Tibet Plateau Land Surface Process and Ecological Conservation, Xining 810008, China

Taking two different types of alpine wetlands in Qinghai Lake Basin (Bird Island Lakeside Wetland, Wayanshan River Source Wetland) as the research objects, the simulated precipitation (50% increase in rain treatment, 50% reduction in rain treatment and natural treatment) on greenhouse gases in alpine wetland was explored (CO2, CH4, N2O) influence of emission flux. In August 2019, static chamber-gas chromatography was used to observe the greenhouse gases in the two places. The results showed that: 1) Simulated precipitation had a significant effect on the CO2emission flux of the Bird Island Lakeside Wetland and Wayanshan River Source Wetland. The average emission flux of Bird Island during the rain reduction and rain enhancement treatments was 105.176, 128.984 mg·m-2·h-1. The average emission flux of Wayanshan under rain reduction and rain enhancement treatment was 201.761, 174.000 mg·m-2·h-1. 2) The simulated precipitation device had a significant effect on the CH4emission flux of Bird Island Lakeside Wetland. The average emission flux under the rain enhancement treatment was 1.014 and 3.840 µg·m-2·h-1, which had little effect on the CH4emission flux of Wayanshan River Source Wetland. The average emission flux under the rain reduction and rain enhancement treatment was –5.261, –5.485 µg·m–2·h–1. 3) Rain enhancement treatment could suppress the N2O emission flux of Bird Island Lakeside Wetland. The average emission flux under rain reduction and rain enhancement treatment was 0.382, –1.216 µg·m–2·h–1, the N2O emission flux from the Wayanshan River Source Wetland increased under rain enhancement treatment, the average emission flux under rain reduction and rain enhancement treatment was –0.893, 1.725 µg·m-2·h-1. 4) The 10 cm soil temperature at Bird Island Lakeside Wetland was not related to the greenhouse gas emission flux, and the 10 cm soil temperature at the Wayanshan River Source Wetland was significantly correlated with the CO2emission flux, but was not significant correlated with other gas fluxes. 5) Simulated precipitation in alpine wetlands significantly increased the content of ammonium nitrogen (NH4+-N) and nitrate nitrogen (NO3--N) in the Bird Island Lakeside Wetland. But the content of ammonium nitrogen (NH4+-N) in the Wayanshan River Source Wetland had a tendency to decrease, and the content of nitrate nitrogen (NO3--N) showed an increasing trend.

static chamber-gas chromatography; alpine wetlands; simulated precipitation; greenhouse gases; lakeside wetlands; river source wetlands

10.14108/j.cnki.1008-8873.2022.02.025

S157.2

A

1008-8873(2022)02-211-09

2020-04-22;

2020-05-20

国家自然科学基金项目(2017YFC0403601); 国家自然科学基金项目(41661023); 青海省科技厅项目(2018-ZJ-T09); 第二次青藏高原综合科学考察研究(2019QZKK0405)

杨紫唯(1997—), 女, 陕西西安人, 硕士研究生, 主要从事自然地理与生态环境过程, E-mail: 1041730364@qq.com

通信作者:陈克龙(1965—), 男, 安徽芜湖人, 教授, 博士生导师, 主要从事生物地理与湿地生态研究, E-mail: ckl7813@163.com

杨紫唯, 陈克龙, 张乐乐, 等. 青海湖流域两种不同高寒湿地类型CO2、CH4和N2O排放通量对模拟降水的响应[J]. 生态科学, 2022, 41(2): 211–219.

YANG Ziwei, CHEN Kelong, ZHANG Lele, et al. Response of CO2, CH4and N2O fluxes of two different alpine wetland types in Qinghai Lake basin to simulated precipitation[J]. Ecological Science, 2022, 41(2): 211–219.