不同水分管理下土温室气体排放的动态规律

师梦娇， 高明霞， 孙本华， 冯 浩，3，4， 张阿凤

(1.西北农林科技大学水利与建筑工程学院，陕西杨凌 712100； 2.西北农林科技大学资源环境学院，陕西杨凌 712100；3.西北农林科技大学中国旱区节水农业研究院，陕西杨凌 712100； 4.中国科学院水利部水土保持研究所，陕西杨凌 712100)

1 材料与方法

1.1 试验材料

1.2 试验方案

采用盆栽培养方式，于2017年1月在西北农林科技大学南校区科研温室内进行。将土样风干至充水孔隙度(WFPS)=25%，研磨后过2 mm筛，以容重1.2 g/cm3装盆，每盆装土 12 kg。试验设4个不同的土壤初始充水孔隙度处理，其中对照CK不作任何处理，其WFPS为25%，低水处理W1=30%，中水处理W2=40%，高水处理W3=50%(W1、W2、W3分别为60%θ田、80%θ田、θ田)，让其自然蒸发，每天08：00称质量，记录称质量结果，并推算出当时的土壤含水量，除CK外，其余处理的WFPS下降到25%时灌水至初始含水量，灌水后立即进行气体的采集，在11：00之前完成气体的采集。每个处理设置3次重复，一共12盆，试验开始后 18 d 结束。

1.3 测定项目和方法

1.3.1 气体采样与测定 气体样品采集与分析采用静态箱-气象色谱仪法[12]，采样箱为圆筒形，用PVC材料制成，直径20 cm，高30 cm，底座在将土装入花盆之前埋入土中，顶箱上开1个孔并连接三通作为采样管，用50 mL注射器抽取箱内气体，抽取时多推排几次以便混匀箱内气体。采样时间为09：00—12：00，每10 min采1个样，即置箱后0、10、20、30 min 采样，共采集4个样品。气体样品于当天带回实验室用气相色谱仪Agilent 7890B测定N2O、CO2和CH4浓度。

1.3.2 温度的测定 采样过程中，监测温室内气温以及5、10 cm土壤温度，整个试验期内温度的变化趋势如图1所示。5、10 cm土层土壤温度都低于温室气温，变化相对稳定。

1.4 数据分析与处理

温室气体排放通量的计算公式为[13]

(1)

式中：F为N2O、CO2、CH4的排放通量，μg/(m2·h)、mg/(m2·h)、mg/(m2·h)；ρ为气体在标准状态下的密度；h为箱体的高度，m；T为采气箱内温度，℃；dc为气体的浓度差；dt为时间的间隔，h；dc/dt为采样箱内气体浓度的变化速率，通过4个采样点所测的数据作图的斜率可知。

整个试验期土壤温室气体的累积排放量的计算公式为[13]

关注个体感受的研究指出，工作重塑会对员工个人产生四种影响作用:改变工作意义(与自身期望相联系)和工作身份(获得有价值的身份定位)、获得积极体验(成就、乐趣、意义)、遭遇意料之外的消极体验(格外的压力、间歇的遗憾)以及实现复原(增加适应能力、个人的成长、获得应对未来挫折的能力)。实证研究发现，工作重塑不但可以增进员工幸福感，而且可以减轻因个人价值观与工作要求冲突而产生的负面影响;合作工作重塑与个人和团队的工作满意度和组织承诺正相关;扩充型工作重塑与工作满意度正相关，收缩型工作重塑则关系不显著，员工减少妨碍性工作要求的重塑行为也可能造成同事的工作负荷和工作倦怠。⑰

(2)

式中：C为N2O、CO2、CH4的累积排放量，μg/m2、mg/m2、mg/m2；F为温室气体排放通量；i为第i次监测；ti+1-ti为2次连续监测间隔的时间，d；n为监测的总次数。

综合温室效应(global warming potential，GWP)，即100年尺度上1 kg CH4、N2O所引起的综合温室效应(GWP)分别是CO2的28、265倍。将CH4、N2O排放量转换为CO2当量估算综合温室效应(GWP)，计算式为：

GWP=28×F(CH4)+265×F(N2O)。

(3)

式中：GWP为CH4和N2O排放的综合温室效应，kg/hm2；F(CH4)和F(N2O)分别为CH4和N2O排放总量，kg/hm2。

数据分析用SPSS 16.0软件，绘图用Sigmaplot 13.0。

2 结果与分析

2.1 土壤N2O排放通量的动态变化

各处理N2O排放通量的动态变化如图2所示。土壤初始充水孔隙度越高，各处理整个观测期中的N2O排放通量越大，随着时间的推移，各处理的N2O排放通量均是在波动中下降，未灌水处理(CK)的波动趋势最缓，低水处理(W1)、中水处理(W2)、高水处理(W3)的变化趋势由缓变剧烈。

2.2 土壤CO2排放通量的动态变化

各处理土壤CO2排放的动态变化如图3所示。各处理土壤CO2的排放通量在整个试验期呈现波动性变化，且试验过程中各处理灌溉量和灌溉频率的影响呈现出多峰曲线模式。

第1次灌水后，以未灌水处理(CK)的CO2的排放通量最高，达到79 mg/(m2·h)，然后是低水处理(W1)，其CO2的排放通量为46.66 mg/(m2·h)，中水处理(W2)次之，其CO2的排放通量为17.33 mg/(m2·h)，高水处理(W3)的CO2的排放通量最小，为12.20 mg/(m2·h)，随着土壤水分的缓慢渗入，土壤表面的水膜变薄，土壤中水分的流动使得微生物活动增加，这时土壤呼吸慢慢增强，各灌水处理的CO2排放通量均在排放后4～5 d达到最大，其中高水处理(W3)为 97.58 mg/(m2·h)，中水处理(W2)为92.83 mg/(m2·h)，低水处理(W1)为73.25 mg/(m2·h)。

2.3 土壤CH4排放通量的动态变化

如图4所示，各处理CH4排放通量没有明显的变化规律，所有负通量表示从大气中吸收CH4，高水处理(W3)在灌水后4 d出现了吸收峰值，达到-0.64 mg/(m2·h)，可能是由于当天大气中CH4浓度高于其余时期，将测定0 h的CH4浓度作为当时大气的浓度，如表1所示，对比发现灌水后4 d大气CH4浓度为3 350 mg/m3，而其余时期均在3 000 mg/m3以下。各处理在整个观测期间主要表现为弱碳汇，这也符合旱地CH4的排放特征。

2.4 N2O、CO2和CH4累积排放量及温室效应

如表2所示，不灌水处理(CK)与低水处理(W1)的土壤N2O累积排放差异不显著(P=0.061)，中水处理(W2)与低水处理(W1)之间差异也不显著(P=0.346)，但中水处理(W2)较不灌水处理(CK)显著增加了N2O的累积排放量(P<0.05)。高水处理(W3)的土壤N2O累积排放量与不灌水处理(CK)、中水处理(W2)、低水处理(W1)相比，产生了显著差异(P<0.01)。

不灌水处理(CK)与低水处理(W1)对CO2累积排放量差异不显著(P=0.648)，与中水处理(W2)之间差异性也不显著(P=0.078)，但中水处理(W2)的CO2累积排放量显著高于低水处理(W1)(P<0.05)。高水处理(W3)的CO2累积排放量显著高于其余处理，分别是中水处理(W2)和低水处理(W1)的1.28、1.58倍(P<0.01)。

各处理的CH4累积排放量均为负值，即土壤是大气CH4的吸收“汇”。低水处理(W1)较其余处理均显著增加了土壤CH4的排放(P<0.05)，3个灌水处理土壤CH4的累积排放量大小为：低水处理(W1)>中水处理(W2)>高水处理(W3)。

由表2还可知，不灌水处理(CK)的土壤温室效应(GWP)为负值，其余处理为正值，高水处理(W3)的土壤温室效应显著高于中水处理(W2)，低水处理(W1)和中水处理(W2)之间无显著差异。

3 讨论

3.1 土壤水分对N2O排放的影响

土壤中N2O的产生是硝化作用和反硝化作用共同作用的结果，WFPS是影响土壤形成N2O的关键因素[14]。在一定的土壤含水量范围内，硝化速率随着含水量的下降而降低，从而使得土壤N2O的排放减少[15]。梁东丽等研究表明，土壤干湿交替增加了死亡微生物量并打乱了土壤环境和有机物之间的相互作用，使得土壤有效碳和有效氮的矿化量增加，降水或灌溉后土壤反硝化酶对土壤通气性作出快速反应，反硝化量显著增加，即出现了N2O脉冲排放现象，且多次灌水会使土壤N2O排放通量下降[11，16]，本研究结果与其一致。

表1 整个观测期间大气CH4的浓度

表2 各处理在培养结束后温室气体的累积排放量及土壤温室效应(GWP)

注：同列中不同字母表示处理间差异显著(LSD法)。

在观测后期，各处理均出现了负排放，关于N2O出现负排放的原因有学者在其他生态系统中有过报道，刘晔等在对北京森林生态系统的研究中发现，在一定的温度(15～7 ℃)段，N2O出现了负排放，并认为在低氮区温度是影响铵氧化细菌产生N2O的主要因素[17]。王玉英等在对太行山前平原冬小麦—夏玉米轮作体系的研究中发现，土壤处于一种氮素含量较低的干燥环境中，会出现对N2O的吸收现象[18]，这也验证了本研究的结果。

3.2 土壤水分对CO2排放的影响

有学者认为，水分进入土壤后取代了气体的位置，但水分的进入也使得土壤的通气性降低，从而阻碍了气体的排放[19]，使得观测到的CO2排放量较不灌水处理(CK)少，本试验结果与此相似。欧阳扬等研究表明，干湿交替处理会激发CO2的释放速率，干湿交替频率越少，CO2的总释放速率越大[10]，对于低水处理(W1)来说，整个试验期对其灌水6次，CO2累积排放量与不灌水处理(CK)并没有显著性差异，可能是因为后期补充水分频率过高使得微生物活性减弱，从而削弱了土壤呼吸，也有可能处于不同水分环境的土壤微生物所需的最佳含水量是不相同的[20-21]，低水处理(W1)的含水量无法满足此环境下微生物活动所需的含水量使得土壤CO2的累积排放量减弱，此推论还须进一步验证。高水处理(W3)即初始含水量达到田间持水量CO2的累积排放量显著高于其余处理，随着水分蒸发，土壤CO2的排放通量逐渐减弱，以往研究也表明，当土壤含水量低于田间持水量时，土壤呼吸速率会随含水量的增加而增加[22]。

3.3 土壤水分对CH4排放的影响

土壤CH4的产生是土壤甲烷菌和甲烷氧化菌共同作用的结果[23]，在本研究中，中水处理(W2)和高水处理(W3)在灌水后4 d产生了明显的吸收峰，在初次灌水后，土壤处于厌氧条件，甲烷菌分解土壤中的有机质，促进其排放，这与梁艳[24]等的研究结果一致，随着土壤中的水分蒸发，土壤透气性越来越好，CH4被氧化菌氧化为CO2，削弱了CH4的排放特征，再加上当天大气中CH4浓度过高，导致在浓度梯度作用下CH4负排放过高，而低水处理(W1)土壤一直处于一种频繁灌水的条件下，土壤通气性较高水处理(W3)和中水处理(W2)差，甲烷菌较活跃，并没有出现吸收峰值，另外，土壤脱氢酶在甲烷氧化过程中十分重要[25]，灌水次数过多会减弱氧化过程中土壤脱氢酶的活性，使得低水处理(W1)在培养结束后的CH4排放量相应增大。

3.4 不同水分管理下的土壤温室效应(GWP)

4 结论