不同水分管理下土溫室氣體排放的動態規律

師夢嬌， 高明霞， 孫本華， 馮 浩，3，4， 張阿鳳

(1.西北農林科技大學水利與建筑工程學院，陜西楊凌 712100； 2.西北農林科技大學資源環境學院，陜西楊凌 712100；3.西北農林科技大學中國旱區節水農業研究院，陜西楊凌 712100； 4.中國科學院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100)

1 材料與方法

1.1 試驗材料

1.2 試驗方案

采用盆栽培養方式，于2017年1月在西北農林科技大學南校區科研溫室內進行。將土樣風干至充水孔隙度(WFPS)=25%，研磨后過2 mm篩，以容重1.2 g/cm3裝盆，每盆裝土 12 kg。試驗設4個不同的土壤初始充水孔隙度處理，其中對照CK不作任何處理，其WFPS為25%，低水處理W1=30%，中水處理W2=40%，高水處理W3=50%(W1、W2、W3分別為60%θ田、80%θ田、θ田)，讓其自然蒸發，每天08：00稱質量，記錄稱質量結果，并推算出當時的土壤含水量，除CK外，其余處理的WFPS下降到25%時灌水至初始含水量，灌水后立即進行氣體的采集，在11：00之前完成氣體的采集。每個處理設置3次重復，一共12盆，試驗開始后 18 d 結束。

1.3 測定項目和方法

1.3.1 氣體采樣與測定 氣體樣品采集與分析采用靜態箱-氣象色譜儀法[12]，采樣箱為圓筒形，用PVC材料制成，直徑20 cm，高30 cm，底座在將土裝入花盆之前埋入土中，頂箱上開1個孔并連接三通作為采樣管，用50 mL注射器抽取箱內氣體，抽取時多推排幾次以便混勻箱內氣體。采樣時間為09：00—12：00，每10 min采1個樣，即置箱后0、10、20、30 min 采樣，共采集4個樣品。氣體樣品于當天帶回實驗室用氣相色譜儀Agilent 7890B測定N2O、CO2和CH4濃度。

1.3.2 溫度的測定 采樣過程中，監測溫室內氣溫以及5、10 cm土壤溫度，整個試驗期內溫度的變化趨勢如圖1所示。5、10 cm土層土壤溫度都低于溫室氣溫，變化相對穩定。

1.4 數據分析與處理

溫室氣體排放通量的計算公式為[13]

(1)

式中：F為N2O、CO2、CH4的排放通量，μg/(m2·h)、mg/(m2·h)、mg/(m2·h)；ρ為氣體在標準狀態下的密度；h為箱體的高度，m；T為采氣箱內溫度，℃；dc為氣體的濃度差；dt為時間的間隔，h；dc/dt為采樣箱內氣體濃度的變化速率，通過4個采樣點所測的數據作圖的斜率可知。

整個試驗期土壤溫室氣體的累積排放量的計算公式為[13]

關注個體感受的研究指出，工作重塑會對員工個人產生四種影響作用:改變工作意義(與自身期望相聯系)和工作身份(獲得有價值的身份定位)、獲得積極體驗(成就、樂趣、意義)、遭遇意料之外的消極體驗(格外的壓力、間歇的遺憾)以及實現復原(增加適應能力、個人的成長、獲得應對未來挫折的能力)。實證研究發現，工作重塑不但可以增進員工幸福感，而且可以減輕因個人價值觀與工作要求沖突而產生的負面影響;合作工作重塑與個人和團隊的工作滿意度和組織承諾正相關;擴充型工作重塑與工作滿意度正相關，收縮型工作重塑則關系不顯著，員工減少妨礙性工作要求的重塑行為也可能造成同事的工作負荷和工作倦怠。?

(2)

式中：C為N2O、CO2、CH4的累積排放量，μg/m2、mg/m2、mg/m2；F為溫室氣體排放通量；i為第i次監測；ti+1-ti為2次連續監測間隔的時間，d；n為監測的總次數。

綜合溫室效應(global warming potential，GWP)，即100年尺度上1 kg CH4、N2O所引起的綜合溫室效應(GWP)分別是CO2的28、265倍。將CH4、N2O排放量轉換為CO2當量估算綜合溫室效應(GWP)，計算式為：

GWP=28×F(CH4)+265×F(N2O)。

(3)

式中：GWP為CH4和N2O排放的綜合溫室效應，kg/hm2；F(CH4)和F(N2O)分別為CH4和N2O排放總量，kg/hm2。

數據分析用SPSS 16.0軟件，繪圖用Sigmaplot 13.0。

2 結果與分析

2.1 土壤N2O排放通量的動態變化

各處理N2O排放通量的動態變化如圖2所示。土壤初始充水孔隙度越高，各處理整個觀測期中的N2O排放通量越大，隨著時間的推移，各處理的N2O排放通量均是在波動中下降，未灌水處理(CK)的波動趨勢最緩，低水處理(W1)、中水處理(W2)、高水處理(W3)的變化趨勢由緩變劇烈。

2.2 土壤CO2排放通量的動態變化

各處理土壤CO2排放的動態變化如圖3所示。各處理土壤CO2的排放通量在整個試驗期呈現波動性變化，且試驗過程中各處理灌溉量和灌溉頻率的影響呈現出多峰曲線模式。

第1次灌水后，以未灌水處理(CK)的CO2的排放通量最高，達到79 mg/(m2·h)，然后是低水處理(W1)，其CO2的排放通量為46.66 mg/(m2·h)，中水處理(W2)次之，其CO2的排放通量為17.33 mg/(m2·h)，高水處理(W3)的CO2的排放通量最小，為12.20 mg/(m2·h)，隨著土壤水分的緩慢滲入，土壤表面的水膜變薄，土壤中水分的流動使得微生物活動增加，這時土壤呼吸慢慢增強，各灌水處理的CO2排放通量均在排放后4～5 d達到最大，其中高水處理(W3)為 97.58 mg/(m2·h)，中水處理(W2)為92.83 mg/(m2·h)，低水處理(W1)為73.25 mg/(m2·h)。

2.3 土壤CH4排放通量的動態變化

如圖4所示，各處理CH4排放通量沒有明顯的變化規律，所有負通量表示從大氣中吸收CH4，高水處理(W3)在灌水后4 d出現了吸收峰值，達到-0.64 mg/(m2·h)，可能是由于當天大氣中CH4濃度高于其余時期，將測定0 h的CH4濃度作為當時大氣的濃度，如表1所示，對比發現灌水后4 d大氣CH4濃度為3 350 mg/m3，而其余時期均在3 000 mg/m3以下。各處理在整個觀測期間主要表現為弱碳匯，這也符合旱地CH4的排放特征。

2.4 N2O、CO2和CH4累積排放量及溫室效應

如表2所示，不灌水處理(CK)與低水處理(W1)的土壤N2O累積排放差異不顯著(P=0.061)，中水處理(W2)與低水處理(W1)之間差異也不顯著(P=0.346)，但中水處理(W2)較不灌水處理(CK)顯著增加了N2O的累積排放量(P<0.05)。高水處理(W3)的土壤N2O累積排放量與不灌水處理(CK)、中水處理(W2)、低水處理(W1)相比，產生了顯著差異(P<0.01)。

不灌水處理(CK)與低水處理(W1)對CO2累積排放量差異不顯著(P=0.648)，與中水處理(W2)之間差異性也不顯著(P=0.078)，但中水處理(W2)的CO2累積排放量顯著高于低水處理(W1)(P<0.05)。高水處理(W3)的CO2累積排放量顯著高于其余處理，分別是中水處理(W2)和低水處理(W1)的1.28、1.58倍(P<0.01)。

各處理的CH4累積排放量均為負值，即土壤是大氣CH4的吸收“匯”。低水處理(W1)較其余處理均顯著增加了土壤CH4的排放(P<0.05)，3個灌水處理土壤CH4的累積排放量大小為：低水處理(W1)>中水處理(W2)>高水處理(W3)。

由表2還可知，不灌水處理(CK)的土壤溫室效應(GWP)為負值，其余處理為正值，高水處理(W3)的土壤溫室效應顯著高于中水處理(W2)，低水處理(W1)和中水處理(W2)之間無顯著差異。

3 討論

3.1 土壤水分對N2O排放的影響

土壤中N2O的產生是硝化作用和反硝化作用共同作用的結果，WFPS是影響土壤形成N2O的關鍵因素[14]。在一定的土壤含水量范圍內，硝化速率隨著含水量的下降而降低，從而使得土壤N2O的排放減少[15]。梁東麗等研究表明，土壤干濕交替增加了死亡微生物量并打亂了土壤環境和有機物之間的相互作用，使得土壤有效碳和有效氮的礦化量增加，降水或灌溉后土壤反硝化酶對土壤通氣性作出快速反應，反硝化量顯著增加，即出現了N2O脈沖排放現象，且多次灌水會使土壤N2O排放通量下降[11，16]，本研究結果與其一致。

表1 整個觀測期間大氣CH4的濃度

表2 各處理在培養結束后溫室氣體的累積排放量及土壤溫室效應(GWP)

注：同列中不同字母表示處理間差異顯著(LSD法)。

在觀測后期，各處理均出現了負排放，關于N2O出現負排放的原因有學者在其他生態系統中有過報道，劉曄等在對北京森林生態系統的研究中發現，在一定的溫度(15～7 ℃)段，N2O出現了負排放，并認為在低氮區溫度是影響銨氧化細菌產生N2O的主要因素[17]。王玉英等在對太行山前平原冬小麥—夏玉米輪作體系的研究中發現，土壤處于一種氮素含量較低的干燥環境中，會出現對N2O的吸收現象[18]，這也驗證了本研究的結果。

3.2 土壤水分對CO2排放的影響

有學者認為，水分進入土壤后取代了氣體的位置，但水分的進入也使得土壤的通氣性降低，從而阻礙了氣體的排放[19]，使得觀測到的CO2排放量較不灌水處理(CK)少，本試驗結果與此相似。歐陽揚等研究表明，干濕交替處理會激發CO2的釋放速率，干濕交替頻率越少，CO2的總釋放速率越大[10]，對于低水處理(W1)來說，整個試驗期對其灌水6次，CO2累積排放量與不灌水處理(CK)并沒有顯著性差異，可能是因為后期補充水分頻率過高使得微生物活性減弱，從而削弱了土壤呼吸，也有可能處于不同水分環境的土壤微生物所需的最佳含水量是不相同的[20-21]，低水處理(W1)的含水量無法滿足此環境下微生物活動所需的含水量使得土壤CO2的累積排放量減弱，此推論還須進一步驗證。高水處理(W3)即初始含水量達到田間持水量CO2的累積排放量顯著高于其余處理，隨著水分蒸發，土壤CO2的排放通量逐漸減弱，以往研究也表明，當土壤含水量低于田間持水量時，土壤呼吸速率會隨含水量的增加而增加[22]。

3.3 土壤水分對CH4排放的影響

土壤CH4的產生是土壤甲烷菌和甲烷氧化菌共同作用的結果[23]，在本研究中，中水處理(W2)和高水處理(W3)在灌水后4 d產生了明顯的吸收峰，在初次灌水后，土壤處于厭氧條件，甲烷菌分解土壤中的有機質，促進其排放，這與梁艷[24]等的研究結果一致，隨著土壤中的水分蒸發，土壤透氣性越來越好，CH4被氧化菌氧化為CO2，削弱了CH4的排放特征，再加上當天大氣中CH4濃度過高，導致在濃度梯度作用下CH4負排放過高，而低水處理(W1)土壤一直處于一種頻繁灌水的條件下，土壤通氣性較高水處理(W3)和中水處理(W2)差，甲烷菌較活躍，并沒有出現吸收峰值，另外，土壤脫氫酶在甲烷氧化過程中十分重要[25]，灌水次數過多會減弱氧化過程中土壤脫氫酶的活性，使得低水處理(W1)在培養結束后的CH4排放量相應增大。

3.4 不同水分管理下的土壤溫室效應(GWP)

4 結論