楊紫唯, 陳克龍, 張樂樂, 蔣莉莉, 左弟召

青海湖流域兩種不同高寒濕地類型CO2、CH4和N2O排放通量對模擬降水的響應(yīng)

楊紫唯1,2,3, 陳克龍2,3,*, 張樂樂1,2,3, 蔣莉莉2,3, 左弟召1,2,3

1. 青海師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院, 青海西寧 810008 2. 青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室, 青海西寧 810008 3. 青海師范大學(xué)青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室, 青海西寧 810008

以青海湖流域兩種不同類型高寒濕地(鳥島湖濱濕地、瓦顏山河源濕地)為研究對象, 探究模擬降水(增雨50%處理、減雨50%處理以及自然處理)對高寒濕地溫室氣體(CO2、CH4、N2O)排放通量的影響。于2019年8月, 使用靜態(tài)箱–氣相色譜法對兩地溫室氣體進(jìn)行觀測。結(jié)果表明: 1)模擬降水對鳥島湖濱濕地、瓦顏山河源濕地CO2排放通量作用明顯, 鳥島減雨、增雨處理下平均排放通量為105.176、128.984 mg·m-2·h-1, 瓦顏山減雨、增雨處理下平均排放通量為201.761、174.000 mg·m-2·h-1。2)模擬降水裝置對鳥島湖濱濕地CH4排放通量作用明顯, 減雨、增雨處理下平均排放通量為1.014、3.840 μg·m-2·h-1, 對瓦顏山河源濕地CH4排放通量影響不明顯, 減雨、增雨處理下平均排放通量為–5.261、–5.485 μg·m-2·h-1。3)增雨處理對鳥島湖濱濕地N2O排放通量有抑制作用, 減雨、增雨處理下平均排放通量為0.382、–1.216 μg·m-2·h-1, 增雨處理下瓦顏山河源濕地N2O排放通量反而增加, 減雨、增雨處理下平均排放通量為–0.893、1.725 μg·m-2·h-1。4)鳥島湖濱濕地10 cm土壤溫度和溫室氣體排放通量呈不相關(guān), 瓦顏山河源濕地10 cm土壤溫度與CO2排放通量呈顯著相關(guān), 與其余氣體排放通量無顯著相關(guān)性。5)高寒濕地模擬降水對鳥島湖濱濕地銨態(tài)氮(NH4+-N)以及硝態(tài)氮(NO3--N)含量都有較明顯的增加。瓦顏山河源濕地的銨態(tài)氮(NH4+-N)含量有降低趨勢, 硝態(tài)氮(NO3--N)含量呈增長趨勢。

靜態(tài)箱–氣相色譜法; 高寒濕地; 模擬降水; 溫室氣體; 湖濱濕地; 河源濕地

0 前言

濕地作為地球上水陸交互作用形成的獨特生態(tài)系統(tǒng), 是自然界最富生物多樣性的生態(tài)景觀之一, 也是重要的生存環(huán)境[1]。青海湖位于青藏高原東北部, 由祁連山脈的大通山、日月山與青海南山之間的斷層陷落形成。青藏高原作為全球變化最為敏感的地區(qū), 青藏高原平均海拔4400 m以上, 使得草地土壤發(fā)育時間短, 生態(tài)系統(tǒng)較脆弱。關(guān)于高寒濕地溫室氣體排放的諸多研究表明: 高寒草地是大氣溫室氣體CO2的匯[2-4]、是大氣溫室氣體N2O的源[6]。同時, 高寒草甸植物群落則是大氣溫室氣體CH4的弱源[5]。

在20世紀(jì)90年代大氣中的CO2、CH4、N2O全球平均體積分?jǐn)?shù)為365×10-6、1.74×10-6、314×10-9, 為期增長率為1.5×10-6a-1、7.0×10-9a-1、0.8×10-9a-1, 全球變暖就是因為溫室氣體濃度的增加從而使地氣系統(tǒng)的輻射和能量收支都受到了影響[7]。溫室氣體對溫室效應(yīng)貢獻(xiàn)最大的是CO2, 貢獻(xiàn)率占50%, 其次是CH4, 貢獻(xiàn)率占19%, N2O僅占4%[8]。但后兩種溫室氣體所產(chǎn)生的增溫效應(yīng)不能忽視。溫室氣體的源可理解為自然或人為的向大氣中釋放溫室氣體, 匯可以理解為溫室氣體從大氣中清除的過程、機(jī)制或活動。溫室氣體的源匯問題仍是全球碳循環(huán)的重要及熱點問題。

過去人們認(rèn)為青藏高原高寒草甸由于氣候寒冷而利于土壤有機(jī)碳累積不利于它的礦化分解, 得出高寒草甸是溫室氣體CO2的匯的觀點, 當(dāng)全球變暖加劇, 爭論已轉(zhuǎn)向為高寒草甸為CO2的凈源, 且有研究表明青藏高原高寒草甸溫度的升高將驅(qū)動土壤釋放大量CO2[9-10]。濕地受氣候變化響應(yīng)強(qiáng)烈, 在一定的水分含量范圍內(nèi), 土壤CO2排放量與水分含量呈明顯相關(guān)關(guān)系[11]。諸多研究也表明CO2與溫度關(guān)系密切, 如汪浩等試驗結(jié)果表明: 高寒濕地, 一定溫度范圍內(nèi), CO2的溫室氣體排放量隨著溫度的增加而不斷增加[12]。

由于濕地長期處于水淹和厭氧環(huán)境中, 所以濕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]。在陸地生態(tài)系統(tǒng)中, CH4的排放量是土壤水分含量影響CH4的傳輸速率造成的[15]。

在陸地生態(tài)系統(tǒng)中, N2O主要是從土地排放的, 但植物本身的生長代謝活動產(chǎn)生的N2O排放量也不容小視[16]。硝化和反硝化作用是影響土壤N2O的主要過程, 對水分條件敏感, 尤其是反硝化過程[17]。胡保安[18]等認(rèn)為在高寒濕地水分條件對N2O溫室氣體排放通量影響顯著且認(rèn)為10 cm土壤溫度也顯著影響N2O溫室氣體排放。有諸多因素綜合影響N2O排放速率, 如: 溫度、濕度、微生物、土壤質(zhì)地、pH、有機(jī)質(zhì)含量、外源氮輸入等因素[19]。所以目前來說大氣N2O的源和匯還不能進(jìn)行準(zhǔn)確的定量認(rèn)識, 對于源的排放量精度很差[20]。

近年來, 在世界范圍內(nèi)對濕地溫室氣體通量檢測逐漸增多, 但對高寒濕地溫室氣體通量檢測少之又少。因此, 本文通過討論在模擬增雨50%、減雨50%和自然情況下高寒濕地的CO2、CH4和N2O排放量變化情況, 并探討環(huán)境因子對溫室氣體排放速率的影響, 為溫室氣體減排提出依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 試驗地概況

研究使用的數(shù)據(jù)來源于青海師范大學(xué)在青海青海湖濕地生態(tài)系統(tǒng)國家定位觀測研究站成果(瓦顏山站、鳥島站)。瓦顏山屬河源濕地, 鳥島屬湖濱濕地。瓦顏山觀測站(37°44′ N, 100°05′ E)位于青海湖北部, 是沙柳河上游支流的河源濕地。海拔3720—3850 m, 該站點年平均氣溫為-3.3 ℃, 年均降水量為420.4 mm, 屬典型的高原大陸性氣候[21], 高寒草甸主要植物有: 莎草科嵩草屬的植物為典型代表, 如藏嵩草、矮嵩草、線葉嵩草等[22]。鳥島觀測站(37°04' N, 99°54' E)位于青海湖西部, 屬青海省海北藏族自治州剛察縣, 海拔3194—3226 m, 該站點年平均氣溫為-0.7 ℃, 年均降水量為322.7 mm, 屬高原半干旱高寒氣候, 植被較稀疏[23]。主要植物有: 海乳草()、華扁穗草()、早熟禾(L)、垂穗披堿草(Griseb)等。

1.2 樣地設(shè)置與樣品采集

2019年8月在瓦顏山觀測站和鳥島觀測站進(jìn)行了兩種不同類型濕地的觀測試驗。瓦顏山站由于凍融和鼠兔巢穴影響地勢較不平坦, 選取較平坦處作為觀測對象, 每個處理設(shè)置三個重復(fù)。降水處理分為增雨50%、減雨50%和自然對照三個處理。降雨處理頂棚采用開口向上的U型管均勻占50%面積(頂棚均勻傾斜11°), 雨水通過U型管集水再通過PVC管將雨水導(dǎo)入增雨裝置管內(nèi)(每根管間隔40cm且有灑水孔), 將當(dāng)天收集的雨水均勻灑在增雨樣地。自然對照組則不做任何處理。

靜態(tài)箱法測定溫室氣體通量, 樣地大小為2.6 m× 3.2 m, 相互間隔為3 m為緩沖作用, 觀測點采用40 cm×40 cm×30 cm的箱體, 箱外用白色泡沫包裹, 不透光。靜態(tài)箱由底座和頂箱組成, 底座鑲嵌入地面25 cm, 面積為40 cm×40 cm。采集氣體時先在底座槽中到滿水起到密封作用, 再將箱體扣在底座之上。箱內(nèi)頂壁安裝攪拌風(fēng)扇, 箱外側(cè)安裝有溫度計顯示器、電池接口、三通閥。采集氣體時間為早上六點到下午六點, 中間間隔三個小時。采集氣體的同時測量地下5 cm的溫度、箱內(nèi)溫度(T)、地下5 cm的濕度。鳥島站操作處理與瓦顏山站操作一致。

1.3 樣品分析

CO2、CH4、N2O濃度測定采用氣相色譜法(Agilent 7890B)。CO2檢測器為熱導(dǎo)檢測器(TCD)。色譜柱和樣品分別為HP-5.30 m×0.32 mm×0.25 μm (19091J.413), 流速為6.5 mL·min-1, 模式為恒定流量, 填充柱進(jìn)樣口溫度為250 ℃, 檢測器溫度為300 ℃,載氣為氫氣。CH4檢測器為氫火焰離子化檢測器(FID), 色譜柱和樣品分別為HP-5.30 m×0.32 mm× 0.25 μm(19091J.413), 流速為6.5 mL·min-1, 模式為恒定流量, 填充柱進(jìn)樣口溫度為250 ℃, 檢測器溫度為300 ℃, 載氣為氮氣。N2O檢測器為63Ni電子捕獲檢測器(ECD), 色譜柱和樣品分別為HP-5.30 m× 0.32 mm×0.25 μm(19091J.413), 流速為6.5 mL·min-1, 模式為恒定流量, 填充柱進(jìn)樣口溫度為200 ℃, 檢測器溫度為300 ℃, 載氣為氬甲烷。

1.4 計算公式

排放通量公式[24]:

式中,為溫室氣體排放通量(mg·m-2·h-1);為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下被測氣體密度(g·L-1);為靜態(tài)箱體積(m3);為靜態(tài)箱覆蓋面積(m2);為采樣點氣壓(hpa);P為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下的大氣壓(hpa);T為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下空氣絕對溫度(K);為采樣時箱內(nèi)絕對溫度(K);/為采樣箱內(nèi)被測氣體的濃度隨時間的變化率。

2 結(jié)果

2.1 兩種不同濕地甲烷通量特征

鳥島湖濱濕地和瓦顏山河源濕地的甲烷通量值表現(xiàn)相反, 鳥島湖濱濕地平均通量分別是: 自然對照1.416、減雨1.014、增雨3.840 μg·m-2·h-1。瓦顏山河源濕地平均通量分別是: 自然對照–6.020、減雨-5.261、增雨-5.485 μg·m-2·h-1。鳥島湖濱濕地和瓦顏山河源濕地自然處理下CH4排放通量均在12點出現(xiàn)最大值, 鳥島CH4通量最大值為4.097 μg·m-2·h-1(圖1a), 瓦顏山CH4通量最大值為-2.337 μg·m-2·h-1(圖2b)。從兩地自然對照的CH4通量來看, 鳥島湖濱濕地一天內(nèi)排放通量均為正值, 瓦顏山河源濕地均為負(fù)值。由此判斷鳥島湖濱濕地為CH4溫室氣體的源, 瓦顏山河源濕地為CH4溫室氣體的匯。根據(jù)模擬降水處理下的CH4通量來看, 鳥島減雨處理(-50%)CH4通量最大值出現(xiàn)在9點, 為3.359 μg·m-2·h-1, 增雨處理(+50%)CH4通量最大值出現(xiàn)在12點, 為6.814 μg·m-2·h-1。瓦顏山減雨處理(-50%)CH4通量最大值出現(xiàn)在18點, 為-3.746 μg·m-2·h-1, 增雨處理(+50%) CH4通量最大值出現(xiàn)在18點, 為-2.339 μg·m-2·h-1。從兩地增減雨處理下CH4溫室氣體排放通量變化來看, 增雨處理明顯使鳥島湖濱濕地CH4通量增加, 對瓦顏山河源濕地CH4通量影響不明顯。

圖1 兩種不同類型濕地CH4通量特征

Figure 1 CH4flux characteristics of two different types of wetlands

圖2 兩種不同類型濕地CO2通量特征

Figure 2 CO2flux characteristics of two different types of wetlands

2.2 兩種不同濕地二氧化碳通量特征

鳥島湖濱濕地和瓦顏山河源濕地二氧化碳排放通量均為正值, 大氣二氧化碳的源。鳥島湖濱濕地(圖2a)平均通量分別是: 自然對照125.605、減雨105.176、增雨128.984 mg·m-2·h-1。瓦顏山河源濕地(圖2b)平均通量分別是: 自然對照217.606、減雨201.761、增雨174.000 mg·m-2·h-1。鳥島湖濱濕地和瓦顏山河源濕地自然處理下CO2排放通量最大值均出現(xiàn)在15點, 鳥島CO2通量最大值為150.386 mg·m-2·h-1,瓦顏山CO2通量最大值為371.237 mg·m-2·h-1。從兩地自然對照CO2通量來看, 兩地均為CO2溫室氣體排放源。根據(jù)模擬降水處理下的CO2通量來看, 鳥島、瓦顏山減雨處理(-50%)CO2通量最大值均出現(xiàn)在15點, 分別為129.644、162.625 mg·m-2·h-1。增雨處理(+50%)CO2通量最大值也均出現(xiàn)在15點, 分別為259.210、237.972 mg·m-2·h-1。從兩地CO2通量分析來看, 增雨處理能明顯提高鳥島湖濱濕地CO2通量, 對瓦顏山河源濕地CO2通量影響不顯著。

2.3 兩種不同濕地氧化亞氮通量特征

氧化亞氮是由有氧硝化和厭氧的反硝化過程產(chǎn)生的, 土壤濕度決定的氧分壓控制著硝化和反硝化過程的存在狀況, 自然界土壤是硝化和反硝化的嵌套體。觀測中氧化亞氮通量是硝化和反硝化產(chǎn)生量的總和, 這兩個過程對水分和溫度條件敏感, 尤其是反硝化過程[16]。

觀測日氧化亞氮通量變化幅度較大, 瓦顏山河源濕地(圖3b)自然對照處理變化范圍: -0.613—2.158 μg·m-2·h-1, 平均通量為2.440 μg·m-2·h-1。減雨處理變化范圍: -1.713—1.235 μg·m-2·h-1, 平均通量為-0.893 μg·m-2·h-1。增雨處理變化范圍: -1.300—1.255 μg·m-2·h-1, 平均通量為1.725 μg·m-2·h-1。鳥島湖濱濕地(圖3a)平均通量分別為: 自然對照1.700、減雨0.382、增雨-1.216 μg·m-2·h-1。鳥島湖濱濕地自然處理下N2O排放通量最大值出現(xiàn)在12點為3.972 μg·m-2·h-1, 瓦顏山河源濕地自然處理下N2O排放通量最大值出現(xiàn)在9點為4.475 μg·m-2·h-1, 均為正值, 說明兩地均為N2O溫室氣體排放源。模擬降水處理下鳥島減雨(-50%)、增雨處理(+50%)最大值皆出現(xiàn)在12點分別為3.132, 3.262 μg·m-2·h-1。瓦顏山增減雨處理下N2O通量最大值均在9點出現(xiàn), 分別為2.248、4.704 μg·m-2·h-1。從兩地N2O溫室氣體排放通量來看, 增雨處理對鳥島N2O排放無明顯影響。對瓦顏山N2O排放通量有促進(jìn)作用。

2.4 氣象因子對兩種不同濕地溫室氣體排放的影響

2.4.1 氣象因子對鳥島湖濱濕地溫室氣體排放的影響

土壤溫度大氣與地表物質(zhì)交換的重要途徑, 對土壤物理、生物、微生物等過程具有重要作用。土壤溫度主要是通過微生物活動來改變溫室氣體的產(chǎn)生, 而土壤水分使土壤通透性和土壤理化性質(zhì)得到改變從而來控制溫室氣體離開土壤的速率[25]。在鳥島湖濱濕地溫室氣體排放CO2、CH4、N2O與土壤10 cm溫度關(guān)系為: 除自然對照下CO2通量關(guān)系和減雨處理下N2O通量關(guān)系相關(guān)顯著(<0.05), 其余溫室氣體通量相關(guān)性不顯著(>0.05)?？傮w來看土壤溫度與CO2、CH4、N2O、通量基本呈現(xiàn)負(fù)相關(guān), 也就是說, 土壤10 cm溫度的升高能夠促進(jìn)CO2、CH4、N2O的吸收。鳥島湖濱濕地自然對照處理土壤含水量平均值為13.30%, 減雨處理土壤含水量平均值為12.57%, 增雨處理土壤含水量平均值為13.57%。

2.4.2 氣象因子對瓦顏山河源濕地溫室氣體排放的影響

在瓦顏山河源濕地溫室氣體排放CO2、CH4、N2O與土壤10 cm溫度關(guān)系為: 除自然對照下CO2通量關(guān)系達(dá)到極顯著水平(<0.01)減雨處理下CO2通量關(guān)系達(dá)到了顯著水平(<0.05), 其余溫室氣體通量相關(guān)不顯著(>0.05)?？傮w來看土壤溫度與CO2、CH4、N2O、通量除CO2自然處理和減雨處理呈極顯著相關(guān)性和顯著相關(guān)性, 其余基本無顯著相關(guān)性, 也就是說, 土壤10 cm溫度的升高能夠促進(jìn)CO2、CH4、N2O的吸收, 而土壤10 cm溫度的升高促進(jìn)自然處理和減雨處理CO2排放。瓦顏山河源濕地自然對照處理土壤含水量為24.37%, 減雨處理土壤含水量平均值為24.23%, 增雨處理土壤含水量平均值為24.67%。

圖3 兩種不同類型濕地N2O通量特征

Figure 3 N2O flux characteristics of two different types of wetlands

表1 不同處理下鳥島湖濱濕地溫室氣體排放量和土壤溫度的相關(guān)性

注: **表示<0.01; *表示<0.05;=15。

表2 不同處理下瓦顏山河源濕地溫室氣體排放量和土壤溫度的相關(guān)性

注: **表示<0.01; *表示<0.05;=15。

2.5 土壤理化性質(zhì)對高寒濕地溫室氣體排放的影響

氮限制在自然生態(tài)系統(tǒng)中普遍存在[26], 絕大部分的土壤氮來源于植物、動物和微生物殘體, 微生物分解這些生物殘體時, 在胞外酶的作用下, 不溶性有機(jī)氮被轉(zhuǎn)化為可溶性有機(jī)氮, 然后通過微生物裂解以銨態(tài)氮形式釋放到土壤中(氨化作用, ammonification), 最后由硝化細(xì)菌轉(zhuǎn)化為硝態(tài)氮(硝化作用, nitrification), 變成植物可利用的各種形式[27]。鳥島湖濱濕地和瓦顏山河源濕地樣地中與測定 3種溫室氣體通量(CO2、CH4、N2O)同時采集土壤樣品, 采用三點采樣法, 在自然對照、增減雨處理的樣地中, 取0—10 cm深的土壤樣品, 瓦顏山河源濕地樣地取0—10、10—20 cm深的土壤樣品, 混合均勻, 裝入密封袋, 帶回實驗室進(jìn)行分析。

在實驗室內(nèi), 先將土樣陰干, 碾磨過后用200目篩篩過, 將74.5 g 的KCL溶解在1 L的超純水中, 再與5 g土壤混合, 搖勻后倒入離心管, 過濾后銨態(tài)氮用0—1 mg·L-1(以N計), 水楊酸鈉法測出, 硝態(tài)氮用0—1 mg·L-1(以N計), 硫酸肼還原法測出。

由圖4可見, 在鳥島湖濱濕地采取的土樣中可以明顯看出增雨處理對銨態(tài)氮的增加有明顯影響, 減雨處理對銨態(tài)氮抑制作用明顯。說明在鳥島湖濱濕地土壤水分的增加使銨態(tài)氮也相應(yīng)增加。增雨處理對硝態(tài)氮的增加有明顯影響, 減雨處理對硝態(tài)氮作用不明顯。說明在鳥島湖濱濕地土壤水分的增加使硝態(tài)氮也相應(yīng)增加。

由圖5可見, 在瓦顏山河源濕地采取的土樣中可以看出增雨處理對0—10 cm土樣中銨態(tài)氮沒有使其增加的趨勢, 反而是減少, 減雨處理對0—10 cm土樣中銨態(tài)氮有著增多趨勢。在10—20 cm的土樣中三種處理銨態(tài)氮含量差距不大, 說明在瓦顏山河源濕地土壤水分的增加沒有使銨態(tài)氮含量增加, 反而減雨處理使銨態(tài)氮含量增加。三種處理的硝態(tài)氮含量按梯度增加, 與鳥島硝態(tài)氮增長趨勢一致。

3 討論

3.1 兩種不同類型濕地不同水分梯度對溫室氣體排放影響

3.1.1 水分梯度對CO2排放的影響

CO2排放主要由兩部分組成: 根系呼吸和微生物呼吸[28]。鳥島湖濱濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下CO2排放通量均值分別為125.605、105.176、128.984 mg·m-2·h-1。通過對CO2排放通量與10 cm土壤溫度相關(guān)性分析, 兩者的相關(guān)性不明顯(>0.05), 且鳥島屬沙質(zhì)壤, 說明在鳥島可能土壤溫度不是CO2排放主導(dǎo)因素, 從圖2a減雨處理CO2通量明顯減少, 說明土壤水分占到了主導(dǎo)位置。瓦顏山河源濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下CO2排放通量均值分別為217.606、201.761、174.000 mg·m-2·h-1。通過CO2排放通量與10 cm土壤溫度相關(guān)性分析能看出相關(guān)性較明顯(<0.05)說明在瓦顏山土壤溫度是CO2排放的控制因子, 由圖2b可看出減雨處理下CO2排放通量大于增雨處理, 且瓦顏山土壤水分含量很高平均比鳥島高出8%左右, 說明土壤水分對于瓦顏山來說并不是主導(dǎo)因素。

圖4 鳥島湖濱濕地銨態(tài)氮(左)硝態(tài)氮(右)不同處理下含量

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

圖5 瓦顏山河源濕地銨態(tài)氮(左)硝態(tài)氮(右)不同處理下含量

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

3.1.2 水分梯度對CH4排放的影響

八月份鳥島湖濱濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下CH4排放通量均值分別為1.416、1.014、3.840 μg·m-2·h-1, 均為排放。CH4主要產(chǎn)生于厭氧環(huán)境, 由甲烷菌產(chǎn)生, 在有氧環(huán)境下, 大氣中的CH4會進(jìn)入和擴(kuò)散到土壤中被甲烷氧化菌氧化吸收, 所以CH4通量取決于產(chǎn)生量和吸收量平衡[29]。瓦顏山河源濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下CH4排放通量均值分別為-6.020、-5.261、-5.485 μg·m-2·h-1, 均為吸收。通過對鳥島和瓦顏山CH4排放通量與10 cm土壤溫度相關(guān)性分析來看并無相關(guān)性。由圖1可明顯看出兩地CH4通量特征與CO2特征相符, 鳥島湖濱濕地增雨處理CH4排放通量明顯比減雨處理大, 而瓦顏山河源濕地增雨處理CH4排放通量明顯小于減雨處理。證明在土壤溫度不是主導(dǎo)因素時, 土壤水分是影響CH4排放通量的主導(dǎo)因素。

3.1.3 水分梯度對N2O排放的影響

N2O排放受到多種因子綜合影響, Li等[30]研究表明當(dāng)土壤水分在田間持水量之上時, N2O的主要來源是反硝化作用, 但N2O排放量和土壤水分呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, 而土壤含水量在田間持水量之下時, 盡管硝化作用強(qiáng)烈, 但N2O排放量少, 與土壤水分也呈正相關(guān)關(guān)系。土壤中的水分不僅影響N2O的生成, 還影響著N2O的傳輸, 當(dāng)水分飽和時, 土壤顆粒上會形成一層較厚的水膜, 阻礙N2O的釋放, 這對反硝化作用生成N2O和N2O的擴(kuò)散都形成了阻礙[31]。八月份鳥島湖濱濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下N2O排放通量均值分別為1.842、0.412、-1.216 μg·m-2·h-1。瓦顏山河源濕地生態(tài)系統(tǒng)自然對照及減雨、增雨處理下N2O排放通量均值分別為2.440、-0.893、1.725 μg·m-2·h-1。從圖3a看出增雨處理對N2O排放不明顯, 而圖3b中增雨處理下N2O排放通量明顯大于減雨處理, 說明增雨處理下的土壤水分并沒有達(dá)到飽和狀態(tài), 土壤水分沒有成為阻礙N2O的生成。Smith[32]認(rèn)為溫度和N2O排放有著指數(shù)關(guān)系存在, 但本次試驗觀測中只有鳥島的減雨處理與土壤溫度存在相關(guān)性, 其余皆不顯著, 有待長期觀測來揭示N2O通量與溫度的關(guān)系。

3.2 降水裝置對土壤理化性質(zhì)的影響

在自然生態(tài)系統(tǒng)中, 微生物對可溶性有機(jī)氮(DON)的裂解和轉(zhuǎn)化是土壤中無機(jī)氮的主要來源, 然后有機(jī)氮以銨態(tài)氮和硝態(tài)氮形式存在, 是植物可以直接吸收利用的氮素。當(dāng)微生物生長存在碳限制時, 它會使可溶性有機(jī)氮中的碳架來支持其生長與維持的能量需要, 同時釋放銨鹽到土壤中[33]。鳥島湖濱濕地銨態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為18.470、4.080、17.743 mg·kg-1。硝態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為3.147、3.993、9.007 mg·kg-1。瓦顏山河源濕地0—10 cm銨態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為21.963、24.327、15.957 mg·kg-1, 10—20 cm銨態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為10.357、8.903、9.973 mg·kg-1。0—10 cm硝態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為4.163、4.543、5.040 mg·kg-1, 10—20 cm銨態(tài)氮自然處理、減雨、增雨處理下平均濃度為3.467、3.613、2.907 mg·kg-1。相比之下, 銨態(tài)氮含量略高。由圖4、5的硝態(tài)氮來看自然處理和增雨處理下差距并不大, 可能是因為銨態(tài)氮比較容易吸附在土壤中的礦物或帶負(fù)電的有機(jī)物表面, 不易隨水分遷移。且銨態(tài)氮沒有硝態(tài)氮容易讓植物利用、微生物固持, 加上增雨處理增加了土壤水分, 因此硝態(tài)氮含量遠(yuǎn)低于銨態(tài)氮[34]。

4 結(jié)論

全球變化驅(qū)使下, 降水對高寒濕地溫室氣體排放起著至關(guān)重要的作用。研究發(fā)現(xiàn), 降水模擬下高寒濕地的CO2、CH4、N2O氣體排放對不同梯度降水有著不同響應(yīng)。增雨條件下, 鳥島湖濱濕地CO2、CH4顯著增多, 對N2O影響不顯著, 對瓦顏山河源濕地CO2、CH4、N2O反而有抑制作用。減雨條件下, 鳥島湖濱濕地CO2、CH4顯著減小, 對N2O影響不顯著, 對瓦顏山河源濕地CO2、CH4有促進(jìn)作用, 排放量均大于增雨處理, N2O則明顯減少。鳥島湖濱濕地土壤溫度平均19 ℃以上, 瓦顏山河源濕地土壤溫度13 ℃以上, 土壤溫度與三種溫室氣體相關(guān)度不高?？赡芤蛴绊懸蛩乇姸? 溫度對其影響沒有降水顯著。增雨處理對鳥島湖濱濕地土壤中銨態(tài)氮、硝態(tài)氮有促進(jìn)作用, 對瓦顏山河源濕地銨態(tài)氮有抑制作用, 對硝態(tài)氮有促進(jìn)作用。減雨處理對鳥島湖濱濕地銨態(tài)氮明顯抑制, 對硝態(tài)氮無明顯影響。瓦顏山河源濕地銨態(tài)氮有增長趨勢, 硝態(tài)氮無明顯影響。

[1] 趙如金, 李潛, 吳春篤, 等. 北固山濕地土壤氮磷的空間分布特征[J]. 生態(tài)環(huán)境, 2008,17(1): 273–277.

[2] 曹廣民, 李英年, 張金霞, 等. 高寒草甸不同土地利用格局土壤CO2的釋放量[J]. 環(huán)境科學(xué), 2001, 22(6): 14–19.

[3] 曹廣民, 李英年, 張金霞, 等. 環(huán)境因子對暗沃寒凍雛形土土壤CO2釋放速率的影響[J]. 草地學(xué)報, 2001,9(4): 307–312.

[4] 曹廣民, 張金霞, 趙新全, 等. 草氈寒凍雛形土土壤CO2釋放量估測方法初探[J]. 土壤學(xué)報, 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] 吳琴, 胡啟武, 曹廣民, 等. 高寒矮嵩草草甸冬季CO2釋放特征[J]. 生態(tài)學(xué)報, 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] 曹廣民, 李英年, 張金霞, 等. 高寒草甸不同土地利用格局土壤CO2的釋放量[J]. 環(huán)境科學(xué), 2001, 22(6): 14–19.

[10] 林而達(dá), 李玉娥. 全球氣候變化和溫室氣體清單編制方法[M]. 北京: 氣象出版社, 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, 于凌飛, 陳立同, 等. 青藏高原海北高寒濕地土壤呼吸對水位降低和氮添加的響應(yīng)[J].植物生態(tài)學(xué)報, 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, 林而達(dá). 土壤甲烷吸收匯研究進(jìn)展[J]. 地球科學(xué)進(jìn)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 Biogeo-chemical Cycles, 2004, 18(1), doi: 10.1029/ 2003GB002045.

[18] 胡保安, 賈宏濤, 朱新萍, 等. 不同水分條件下巴音布魯克天鵝湖高寒濕地夏季N2O日排放特征[J]. 生態(tài)環(huán)境學(xué)報, 2015, 24(5): 811–817.

[19] 李俊. 農(nóng)業(yè)土壤排放氧化亞氮的影響因素分析[J]. 生態(tài)農(nóng)業(yè)研究, 1995, 3(4): 65–68.

[20] 周存宇. 大氣主要溫室氣體源匯及其研究進(jìn)展[J]. 生態(tài)環(huán)境, 2006,15(6): 1397–1402.

[21] 張樂樂, 高黎明, 陳克龍. 青海湖流域瓦顏山濕地輻射平衡和地表反照率變化特征[J]. 冰川凍土, 2018, 40(6): 1216–1222.

[22] 李寶鑫. 青海湖濕地模擬增溫和施氮處理的溫室氣體排放響應(yīng)[D].西寧: 青海師范大學(xué), 2017.

[23] 陳驥, 曹軍驥, 魏永林, 等. 青海湖鳥島水分梯度下草地生物量分配格局初步研究[J]. 干旱地區(qū)農(nóng)業(yè)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] 陳全勝, 李凌浩, 韓興國, 等. 水分對土壤呼吸的影響及機(jī)理[J]. 生態(tài)學(xué)報, 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] 任艷林. 降水變化對樟子松人工林土壤無機(jī)氮和凈氮礦化速率的影響[J]. 北京大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版), 2012, 48(6): 925–932.

[28] 魏達(dá), 旭日, 王迎紅, 等. 青藏高原納木錯高寒草原溫室氣體通量及與環(huán)境因子關(guān)系研究[J]. 草地學(xué)報, 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. 青藏高原高寒濕地溫室氣體釋放對水位變化的響應(yīng)[J]. 草業(yè)學(xué)報, 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. 陸地生態(tài)系統(tǒng)生態(tài)學(xué)原理[M]//李博, 趙斌, 彭容豪, 等, 譯. 北京:高等教育出版社, 2005: 168–183.

[34] 任艷林. 降水變化對樟子松人工林土壤無機(jī)氮和凈氮礦化速率的影響[J]. 北京大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)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

國家自然科學(xué)基金項目(2017YFC0403601); 國家自然科學(xué)基金項目(41661023); 青海省科技廳項目(2018-ZJ-T09); 第二次青藏高原綜合科學(xué)考察研究(2019QZKK0405)

楊紫唯(1997—), 女, 陜西西安人, 碩士研究生, 主要從事自然地理與生態(tài)環(huán)境過程, E-mail: 1041730364@qq.com

通信作者:陳克龍(1965—), 男, 安徽蕪湖人, 教授, 博士生導(dǎo)師, 主要從事生物地理與濕地生態(tài)研究, E-mail: ckl7813@163.com

楊紫唯, 陳克龍, 張樂樂, 等. 青海湖流域兩種不同高寒濕地類型CO2、CH4和N2O排放通量對模擬降水的響應(yīng)[J]. 生態(tài)科學(xué), 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.