2023, Vol. 44
2. 浙江碳中和创新研究院, 杭州 310014
, LIU Shuo2 , LIN Yi2 , GUO Na2 , ZANG Kun-peng2 , CHEN Yuan-yuan2 , LI Jia-xin1 , QIU Shan-shan1 , QING Xue-mei1 , HONG Hai-xiang1 , JIANG Kai1 , XIONG Hao-yu1 , FANG Shuang-xi1,2
2. Zhejiang Carbon Neutral Innovation Institute, Zhejiang University of Technology, Hangzhou 310014, China
当前人类对温室气体排放造成的全球变暖问题高度关注, 而全球变暖是温室气体(GHGs)累积的结果[1].作为主要的温室气体, 二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)和氧化亚氮(N2O)的全球大气体积分数平均值在2021年达到了新高, φ(CO2)为(413.2±0.2)×10-6, φ(CH4)为(1899±2)×10-9, φ(N2O)为(333.2±0.1)×10-9, 分别为工业化前(1750年之前)水平的149%、262%和123%[2].而CO是一种重要的间接温室气体, 可以直接与大气对流层中的·OH发生氧化反应, 减少对流层中·OH浓度, 从而影响甲烷等其他温室气体浓度[3].
随着人类城市化的快速推进, 一方面越来越多的自然用地与农业用地转变为城市用地, 改变了土壤的原始结构和功能, 对土壤的碳氮循环产生较大影响[4]; 另一方面城市建设所带来巨大的能源消耗, 使碳排放总量持续上涨, 如我国城市的碳排放已占到中国CO2排放总量的85%[5].伴随城市化进程的不断优化, 城市绿地面积也在不断增加, 根据国家统计局最新公布数据, 截至2020年, 全国城市绿地面积增长至331.22万hm2, 建成区覆盖率达42.1%, 较2011年前增加近50%[6].城市草坪作为城市生态系统的重要组成部分, 在为城市提供景观、娱乐的同时, 对缓解城市热岛效应和改善城市小气候方面, 尤其是各温室气体的源-汇效应及地区温室气体平衡等有着极其重要的作用[7].
与自然生态系统相比, 城市草坪温室气体的排放和吸收不仅受土壤类型和气象条件的影响, 更易受到人为活动的干扰: 行人踩踏会导致绿地土壤被压实, 改变土壤的自然结构, 增加土壤紧实度并使其透水透气性下降[8]; 草地刈割会对草地生态系统产生影响, 不同的刈割频率、强度、凋落物的利用方式和割草机运作排放气体均会影响草地的碳通量[9].此外城市为人们各类活动高度集中的地区, 其温室气体本底值较郊区等人类活动较少地区高[10].这就导致其地气交换通量变化的复杂性.然而, 当前国内外关于土壤温室气体通量的研究主要集中在天然草原、森林或农田生态系统[11~13], 对城市生态系统温室气体通量的研究较少.Acosta等[14]在研究捷克东北部挪威云杉林的土壤呼吸时发现, 土壤温度是影响土壤呼吸季节变化的主要环境因子, 而年际变化则与降水量最密切相关.Zhang等[15]在研究农田生态系统时发现, 夜间变暖促进了华北平原小麦田土壤CH4吸收与N2O排放, 而降雨的增加则减少了土壤CH4的吸收, 但促进了N2O的排放.Ma等[16]研究发现, 在北温带草原土壤, 各环境变量中, CO2和CH4通量与土壤水分含量相关性最强.Bae等[17]对首尔城市森林公园混交林、草坪和裸地等6种类型区域的土壤呼吸进行研究, 发现土壤温度是导致这6种土地覆盖类型土壤呼吸随时间变化的主要因素.此外, 新建城市草坪也可能增加环境全球变暖潜值[9, 18].
当前少量有关人工草地的研究也主要集中在温带地区[19~21], 对亚热带地区的排放特征研究匮乏, 亟需资料补充.为此, 本研究以浙江省杭州市典型亚热带城市人工草坪为对象, 利用静态箱法对主要温室气体(CO2、CH4、N2O和CO)地气交换通量进行持续定点原位观测, 通过了解亚热带城市区域草坪温室气体通量的日和季节变化特征, 并结合环境因子, 综合分析影响城市草坪温室气体通量的关键参量, 以期为城市陆地生态系统碳循环研究提供基础参考, 并为低碳城市建设提供科学支撑.
1 材料与方法 1.1 研究样地概况本项目研究区位于浙江省杭州市拱墅区(主城区), 属于典型的亚热带季风气候, 四季分明, 日照充足, 雨量充沛, 2021年区平均高温22℃, 平均低温15℃, 最高温度37℃, 最低气温-6℃, 年降雨量为1 430.29 mm, 最热月(7月)平均高温约32℃左右.研究样地位于浙江工业大学朝晖校区内(东经120°09′56.725 2″, 北纬30°17′35.059 2″), 地处杭州市区中北部, 属于典型城市草地(图 1).草坪植被主要有胡妄草、风轮菜和蛇莓, 草地周围栽有乔木树种桂花树.研究区土壤质地以壤土为主, 土壤呈中性, 表土中含有>5 mm的砾石, 其成分主要为建筑废弃物和细小石块.实验样地未受人为活动踩踏, 地势平坦.草地为自然生长, 其中生长旺期, 割草机约每月刈割1次, 刈割后不完全清除通量箱底座内的杂草和落叶, 完全遵循城市草坪人为管理措施进行.
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图 1 研究区地理位置和样地示意 Fig. 1 Geographical location and sampling sites of the research area |
实验样地进行2个处理(植被正常生长的草地和无植被生长的土壤), 每个处理设置3个随机重复和2个空白箱(底部覆盖聚乙烯薄膜), 共8个实验样区.采用自主设计的密闭式静态通量箱(暗箱)测定地气交换通量.箱体侧板及顶盖均由5 mm厚的透明亚克力板构成.箱高60 cm, 底面积为40 cm×40 cm, 箱体四面和顶部覆以反光铝箔.顶板内侧固定小风扇, 由外置12 V蓄电池供电, 保证箱体内气体呈混匀状态, 顶部插入温度计测量箱内温度, 顶板预留采气口(6 mm), 安装连接三通阀的硅胶管用于注射器采样.所有接口密封处理后再涂以硅胶密封以保证其气密性.箱体完全用铝箔包裹, 避免箱内发生温室效应而改变箱内环境.采样气袋为2 L铝箔采样袋(大连海得科技有限公司).
采样前将采样箱底座埋至土壤表面下约5 cm深处, 待稳定1个月后开始采样.底座四周有凹槽, 采样时先将水倒在凹槽内, 再将采样箱扣在底座上, 用水密封.在扣箱后的第0、5和10 min内用注射器分别抽取500 mL气体转存于袋内, 气体样品采集后立即在实验室分析.本实验在2021年5~12月进行.其中, 日变化观测集中在夏季的7、8月, 共进行3次观测并取均值, 每次采样自09:00开始至次日09:00结束, 2 h采样1次, 3次观测均伴有降雨; 季节采样时间固定在09:00~10:00, 每周观测2次(通常在天气晴朗的条件下采样).每次在采集气体样品的同时, 同步监测箱内温度以及0~10 cm土壤温度和大气压, 降雨数据采用距采样点约8.2 km的馒头山气象站观测结果.
本实验中测定温室气体的气相色谱, 是以Agilent气相色谱仪(Agilent 7890B, Agilent Inc., 美国)为基础, 辅以自主研发设计的三通道气相色谱系统[22], 该系统可同时对多种温室气体进行测样分析.检测器为氢火焰离子化检测器(flame ionization detector, FID)和电子俘获检测器(micro-electrical capture detector, μ-ECD), 工作温度分别为175℃和390℃, 采用不锈钢填充色谱柱, 工作柱温为65℃, 载气为高纯N2, 流速为250 cm3·min-1.该系统对CO2、CH4、N2O和CO等气体的分析精度分别达到0.05%、0.08%、0.08%和1.90%[22].
1.3 数据统计与分析通量为单位时间、单位面积交换的物质量, 正值表示向大气排放该气体, 负值表示吸收消耗大气中的该气体[23], 计算如下所示:
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式中, F为气体的交换通量[μg·(m2·min)-1或mg·(m2·min)-1], F样为样品箱内各气体的通量, F空为空白箱的通量, F′为样品扣除空白箱(即扣除采样系统影响)后气体真正的通量.为减少箱体自身因“温室效应”导致气体排放存在误差, 特意设置了空白通量箱(用聚乙烯薄膜覆盖), 通过样品通量箱扣除空白箱通量, 减少采样系统对气体排放的影响. ρ为箱内气体密度; V为采样箱体积(m3); A为采样箱底面积(m2); Δc/Δt为箱内气体在观测时间内浓度随时间变化的斜率; ρ0为标准状态下气体密度; p0为标准状况下大气压强(kPa); p为样品采集地大气压强(kPa); T0为标准状况下热力学温度(K); T为取样时静态箱内的热力学温度(K).
本研究采用Excel 2019、Origin 2021和SPSS 25.0软件对数据进行分析与绘图, 回归分析用来确定降水量和土壤温度对温室气体通量的影响程度.
2 结果与分析 2.1 温室气体通量日变化特征图 2展示了城市草坪夏季4种温室气体通量日变化特征.可以看出, CO2通量的日波动较大, 从15:00到次日07:00大致呈增长的趋势[图 2(a)].草地CO2通量的最大值出现在次日07:00[8.90 mg·(m2·min)-1], 最小值出现在15:00[0.43 mg·(m2·min)-1], 日通量平均值为4.41 mg·(m2·min)-1.白天草地CO2通量高于土壤, 夜晚土壤CO2通量则高于草地.土壤CO2通量的最大值也出现在07:00[10.06 mg·(m2·min)-1], 最小值出现在17:00[0.46 mg·(m2·min)-1], 日通量平均值为5.33 mg·(m2·min)-1.
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(a) CO2; (b) CH4; (c) N2O; (d) CO 图 2 城市草坪温室气体日通量变化 Fig. 2 Changes in daily greenhouse gases fluxes in urban lawn |
草地和土壤的CH4通量日变化波动规律不明显, 有吸收也有排放[图 2(b)].草地CH4通量排放峰值出现在次日07:00[4.16 μg·(m2·min)-1], 观测时间段内草地CH4通量全天排放的平均值为0.27 μg·(m2·min)-1.土壤CH4通量排放峰值出现在次日03:00[2.64 μg·(m2·min)-1], 通量全天排放的平均值为0.19 μg·(m2·min)-1.
图 2(c)为草地和土壤N2O通量的日变化曲线.草地N2O通量整体为正值, 表现为N2O的源, 通量排放的最大值出现在次日05:00[2.44 μg·(m2·min)-1], 吸收的最大值出现在次日01:00[-2.16 μg·(m2·min)-1], 日通量平均值为0.73 μg·(m2·min)-1.土壤N2O通量吸收最大值也出现在01:00[-1.93 μg·(m2·min)-1], 日通量平均值为0.35 μg·(m2·min)-1.
草地CO通量从白天最初的排放逐渐转为吸收[图 2(d)], 土壤CO通量相较草地CO通量波动更大.草地CO通量吸收峰值出现在07:00[-2.43 μg·(m2·min)-1], 日变化范围为-2.43~1.11 μg·(m2·min)-1, 日通量平均值为-0.58 μg·(m2·min)-1; 土壤CO通量排放在11:00[6.24 μg·(m2·min)-1]到达最大值, 日变化范围为-1.02~6.24 μg·(m2·min)-1, 日通量平均值为0.91 μg·(m2·min)-1.
2.2 温室气体通量长期变化特征观测期间, 草地与土壤CO2通量具有较明显的季节变化规律, 其通量呈先增后减的趋势[图 3(a)].夏季草地CO2通量的最大值出现在7月13日[15.67 mg·(m2·min)-1], 最小值出现在6月22日[0.18 mg·(m2·min)-1].进入秋季, 草地CO2通量逐渐降低, 11月22日出现通量的最小值[0.31 mg·(m2·min)-1].土壤CO2通量的季节变化规律与草地的CO2通量变化基本类似, 土壤CO2通量的最大值也出现在7月13日[27.56 mg·(m2·min)-1], 最小值则出现在6月8日[0.035 mg·(m2·min)-1].草地CO2月平均通量整体高于土壤[图 4(a)].草地与土壤CO2通量的最大值分别出现在夏季8月和7月.
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图 3 温室气体通量的季节变化 Fig. 3 Seasonal variation in greenhouse gas fluxes |
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图 4 温室气体月平均通量的季节变化 Fig. 4 Seasonal variation in monthly average fluxes of greenhouse gases |
8月下旬开始, 草地与土壤CH4通量的趋势趋于一致[图 3(b)].草地CH4通量整体表现为吸收, 是甲烷的汇.CH4通量排放峰值出现在8月12日[2.32 μg·(m2·min)-1], 其吸收峰值出现在6月8日[-2.69 μg·(m2·min)-1].土壤CH4通量呈多峰式变化, 7、8月份主要表现为排放, 最大排放值出现在7月22日[2.33 μg·(m2·min)-1], 进入9月基本转为吸收, 其CH4通量的最大吸收值出现在12月10日[-1.48 μg·(m2·min)-1].整个实验过程中, CH4月平均通量有明显的季节变化[图 4(b)], 除8月, 草地与土壤为CH4的源, 其余均表现为CH4的汇.
草地和土壤N2O通量的季节变化趋势相似, 但测定期间草地N2O通量整体上要高于土壤[图 3(c)].草地N2O通量排放峰值出现在8月9日[4.02 μg·(m2·min)-1], 通量吸收峰值出现在7月25日[-1.89 μg·(m2·min)-1)].土壤N2O通量排放峰值出现在8月12日[2.77 μg·(m2·min)-1], 吸收峰值出现在6月10日[-3.97 μg·(m2·min)-1].草地与土壤N2O月平均通量有微弱的季节性趋势[图 4(c)], 呈多峰形式变化, 其中8月整体排放最大.
草地与土壤CO通量呈多峰式变化, 在整个观测期间整体表现为吸收, 为CO的汇[图 3(d)].夏季草地CO通量吸收的最大值出现在6月22日[-15.27 μg·(m2·min)-1], 土壤CO通量吸收的最大值出现在7月13日[-10.37 μg·(m2·min)-1].进入秋季, 草地与土壤CO通量吸收峰值均出现在11月13日, 分别为-28.74 μg·(m2·min)-1和-29.91 μg·(m2·min)-1.草地与土壤CO月平均通量均为吸收, 表现为CO的汇, 其中夏季吸收较少, 秋冬季吸收最大[图 4(d)].
图 3中虚线方框为草地刈割前后草地各温室气体通量的变化.可以看到, 草地CO2通量3次刈割前后趋势并不相同[图 3(a)]; 同样, 草地CH4通量6月和7月刈割前后变化趋势相反[图 3(b)]; 经过3次刈割, 刈割后草地N2O通量均要高于刈割前的通量[图 3(c)]; 刈割后草地CO通量的吸收值均小于刈割前的吸收值[图 3(d)].
2.3 温室气体通量季节变化与环境因子的关系对草地和土壤的各温室气体通量与环境因子之间的关系分析发现, 草地和土壤CO2通量与降水量表现出显著的负相关(P＜0.05, R2分别为0.371和0.314), 与土壤温度呈指数正相关(P＜0.001, R2分别为0.356和0.197, 表 1和图 5).在与土壤温度的回归关系上, 草地对土壤温度的敏感性要高于土壤.
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表 1 温室气体通量季节变化与降水量的回归分析结果1) Table 1 Regression analysis of seasonal variation in greenhouse gas fluxes and precipitation |
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(a) 草地; (b) 土壤 图 5 温室气体通量季节变化与土壤温度的回归分析结果 Fig. 5 Regression analysis of seasonal variation in greenhouse gas fluxes and soil temperature |
草地和土壤CH4通量与降水量均呈显著的正相关(P＜0.05, R2分别为0.266和0.220).土壤CH4通量与土壤温度呈显著的正相关(P＜0.05, R2为0.123), 但草地CH4通量与土壤温度未有显著关系.
草地N2O通量与降水量的相关性与其土壤相比较高; 同时, N2O通量与降水量的相关性高于与土壤温度的相关性(表 1和图 5).草地和土壤N2O通量与降水量呈线性的负相关(P＜0.05, R2分别为0.371和0.284); 草地N2O通量与土壤温度表现出显著的负相关(P＜0.05, R2为0.123), 而土壤N2O通量与土壤温度呈线性的正相关(P＜0.05, R2为0.110).
草地CO通量与降水量表现出显著正相关(P＜0.05, R2为0.385), 随着降水量的增加, CO排放量增加.但土壤CO通量对降水量的响应较弱(P>0.05).土壤温度与CO通量之间也存在一个正相关关系(P＜0.001, R2分别为0.290和0.234).
3 讨论 3.1 城市草坪和土壤CO2通量在日变化观测过程中, CO2通量从09:00到次日09:00整体呈现波动上升的趋势, 并在次日07:00达到峰值, 而且草地及其土壤CO2通量波动比较大.这种特征与其他关于草地CO2通量的研究结果不同.例如, 高寒草甸在生长季, CO2通量的日变化呈单峰形式, 其峰值出现在11:00~16:00[24].科尔沁沙质草地土壤与上海城市草坪CO2日通量均呈昼高夜低的趋势[25, 26].出现这种情况可能与环境因素有关[27, 28].清晨, 随着温度的升高, 土壤呼吸开始增强, 但随着温度进一步升高, 加剧土壤水分蒸发, 进而导致土壤呼吸降低[27].在较为干燥的环境下, 随后的降雨促进了土壤呼吸, 造成CO2激增[29]; 当有持续的降雨时, 会造成土壤水分增大, 气孔被封闭, 土壤通气性受到影响, 不利于CO2的产生和扩散[30]; 天气晴时, 气温和地温开始升高, 太阳辐射开始增强, 土壤水分蒸发, 微生物活性增强, 致使CO2释放速率增加.杭州市草地白天CO2通量基本要大于土壤, 而夜间土壤要大于草地[图 2(a)].由于草地CO2排放除了来自土壤微生物呼吸之外, 还包括地上部分呼吸(植被呼吸和根系呼吸), 致使草地CO2通量要高于土壤[31, 32], 而夜间因为持续降雨, 由于植被及其根系的关系, 草地较裸土更容易截留水分, 其入渗能力和蓄水能力等要高于裸土[33], 因此草地的呼吸活动更易受影响.
CO2月平均通量的季节变化呈先增后减的规律.从春季开始, 气温与光照逐渐增强, 土壤中的动物和微生物也变得越来越活跃, 促进土壤有机物的快速分解, 土壤呼吸作用增强, 同时草地植被开始生长, 植被代谢作用开始增强, 土壤呼吸速率增强, CO2排放增加; 到了夏季, 气温进入最高时段, 植物处于生长旺季, 加之适宜的水热条件促进植物根系和土壤生物活动, 呼吸通量达到最高; 进入秋季, 草地开始枯黄, 植被减少, 气温与光照也逐渐减弱, 微生物活性也随之减弱, 呼吸速率降低[30], 因此CO2排放减少.整个实验期间, 草地CO2月平均通量整体高于土壤, 这可能是两个土壤类型的地上部分生物量存在差异, 从而改变了植物根际呼吸和土壤微生物呼吸反应强度[34].
在本研究中, 生长季草地及其土壤CO2通量的变化趋势随降水量的增加而减弱, 这与部分研究人员的结论较为一致[35], 但也与许多前人的研究结论相反[36, 37].可能主要与土壤理化特性相关, 例如在半干旱草地, CO2通量与降水量呈正相关关系[27, 38].这可能是因为较为干旱的土壤受土壤水分与基质扩散的限制, 在降水事件发生后会促进土壤呼吸, 造成CO2激增[29].此外, CO2通量和土壤温度呈极显著相关, 本研究结果与已有研究的结果相同.在城市草地生态系统中, 梅雪英等[26]长期观测发现, CO2通量与土壤温度存在极显著的相关关系.在高寒草甸生态系统中, 刘阳[39]研究发现土壤CO2通量与土壤温度呈极显著相关, 但Li等[40]发现驱动CO2通量时空变化的是大气水汽和表土含水量.不同研究差异可能是地区不同的气候环境差异所致, 一方面由于气候差异, 即使是同样生长的植被也有所区别, 从而导致土壤环境存在差异, 导致对CO2通量排放影响略有不同[41]; 另一方面, 在土壤含水率充足的地区, 土壤呼吸对温度变化更敏感, 在较干旱的地区, 土壤水分和温度共同影响土壤呼吸.降水通过土壤水分影响土壤微生物活动和植物物候变化、气体扩散和土壤通透性等来影响CO2通量的排放[42, 43].土壤温度则通过影响植物根呼吸、根系微生物呼吸和微生物降解有机质从而影响CO2的排放[39].本研究采用了一次函数模型描述CO2通量季节变化与降水量的关系, 用指数模型描述与土壤温度的关系.对于土壤温度, 以往研究表明尚无统一模型来描述CO2通量与土壤温度之间的关系, 目前所拟合的模型主要有线性模型[44]、指数模型[39, 41, 42]和二次函数模型[45]等.
3.2 城市草坪和土壤CH4通量在观测过程中, 草地和土壤CH4通量的日变化无明显波动, 尽管在其它地区的研究发现, 草地CH4通量的日变化有一定的变化规律[46], 但更多研究证实, CH4通量的日变化规律并不明显[47, 48].
在季节变化中, 土壤CH4通量自进入9月, 从排放转为吸收, 可能在生长旺期时雨水较多, 进入秋季降雨减少, 土壤含水量降低, 土壤透气条件变好, 生态系统中大气CH4向土壤的扩散速率较高, 土壤中的厌氧产甲烷菌减少且活性降低, 同时土壤温度也开始下降, 甲烷氧化菌的活性开始增强, 因而表现为吸收[34, 49, 50].在进入秋季后, 土壤甲烷的吸收通量要普遍高于草地, 可能是植被影响了草地对甲烷的吸收[31, 51, 52].李阳等[31]研究报道, 高寒草甸生态系统中, 土壤湿度和植物生物量是导致完整草地甲烷吸收通量小于裸地土壤甲烷吸收通量的主要原因; Maurer等[53]研究报道, 植物根系和凋落物能产生单萜类物质, 这些物质能被土壤微生物矿化进而影响甲烷氧化菌氧化甲烷.在CH4月平均通量变化中, 8月表现为排放, 其余时间表现为吸收, 这与van Delden等[18]实验的结果相类似.分析原因, 可能与降水和温度有关.
本研究发现CH4通量随着降水量的增加呈线性增加, CH4土壤通量与土壤温度也显著相关.这一结果与已有研究的结果较为一致.Wu等[54]对湿草甸温室气体研究发现, 土壤CH4的排放量随降雨频率的增加而增加, CH4通量与土壤孔隙含水量(WFPS)呈显著的线性正相关.刘伟[55]对内蒙古草甸草原、典型草原和荒漠草原研究发现, 增温会显著促进CH4吸收, 而增雨则显著抑制了CH4的吸收.但Chiavegato等[56]研究发现牧场CH4通量与土壤含水量或土壤温度或气温之间没有关联.CH4通量的产生受诸多因素的影响, 例如所处地区的气候、土壤理化性质(土壤质地、有机质含量、温度、湿度和pH等)以及人类影响的差异等, 导致了各研究报道的结果有所差异[57].CH4通量的季节变化虽与降水量和土壤温度有关, 但相关性较弱, 说明降水量和土壤温度不是城市草坪CH4通量季节变化的主要影响因素, 可能土壤孔隙含水量(WFPS)或土壤含水量是其主要影响因素, 有关城市草坪CH4通量影响机制还需深入研究.
3.3 城市草坪和土壤N2O通量在整个观测过程中, 草地和土壤N2O通量日变化大致呈先减后增再减再增的变化趋势.这可能是温度和降雨影响了土壤微生物的硝化作用和反硝化作用[58~60].干旱会限制微生物硝化和反硝化活动, 并最终减少N2O通量[59], 甚至发生N2O的负排放[61].日变化观测实验开始时天气晴朗, 草地无积水, 且土壤温度逐渐升高, 草地及其土壤的通透性较好, 不利于反硝化作用产生N2O.硝化细菌的最适温度为25~35℃, 反硝化细菌的最适温度为30~67℃[55].因此在13:00~15:00时土壤温度的下降可能影响了反硝化细菌的活性.15:00后土壤温度变化不大, 此时N2O通量呈先增后减的规律可能是由降水引起.土壤水分低于饱和时, 硝化作用占主导, 是N2O的主要来源; 但土壤水分超过饱和时, 反硝化作用占主导, 但随着水分的增加, 土壤氧气供给越来越少, 反硝化产物中N2O排放逐渐减少, N2排放的比例逐渐增加[19, 60, 62].加之土壤含水率过高, 导致土壤通透性受到影响, 阻碍了N2O向大气的扩散.无论草地还是土壤, 其N2O通量在白天时而表现为吸收, 时而表现为排放, 夜晚主要为排放, 与梅雪英[30]研究的结果有所不同, 可能与天气情况复杂多变有关.已有前人研究表明, N2O排放的日通量变化规律性通常是在天气状况比较稳定正常, 土壤湿度、养分含量等状况稳定的情况下, 且日内温差较大时出现; 当上述条件有显著变化时, 则无明显的变化规律[63].本城市草坪研究观测期间, 天气状况多变, 土壤湿度不稳定, 加之城市绿地近地面环境可能存在频繁扰动, 样地N2O日通量有一定的规律但波动较大.
N2O的季节变化中, 草地通量基本要略高于土壤通量, 这可能是由于植物根系的呼吸作用, 使得根际周围产生大量的分泌物和可给有机碳, 同时造成其氧分压降低, 从而使土壤的反硝化作用变得强烈, 产生更多的N2O[34].有研究发现温带草甸草原N2O通量平均值为18.7 μg·(m2·h)-1[64], 新加坡城市公园草坪(以N计)为(0.73±0.11)kg·(hm2·a)-1[65], 澳大利亚草坪(以N2O-N计)为0.68 kg·(hm2·a)-1[18], 表现为N2O的源.本研究结果表明, 亚热带城市草坪和土壤均排放N2O, 为大气N2O的排放源, 与上述研究的结果相一致.
土壤含水量和土壤温度是影响土壤N2O通量的重要因素[15, 19, 64], 夏季草坪生态系统N2O通量较显著, 可能归因于较高的土壤含水量和土壤温度.而土壤含水量反过来又取决于特定时期的降水量.6~8月总降雨量为1 084.8 mm, 因此观测期间能观察到较高的N2O排放.土壤含水量在一定范围内, 土壤氮痕量气体通量会随土壤水分的增加而增加[19, 66].有研究表明, 土壤温度升高, 不仅能够增加N2O产生酶的活性, 还会提高N2O从土壤剖面的扩散速度[19, 67].本研究中, 发现降水量对草地及其土壤N2O通量的影响较为明显, 土壤温度与其相关性微弱, 但在6~7月中旬时段, N2O通量明显随土壤温度的升高而增加[图 3(c)], 其相关机制需深入研究揭示.
3.4 城市草坪和土壤CO通量据报道, 草地土壤CO通量有明显的日变化规律.Cowan等[68]在苏格兰密集放牧草地观察到日CO通量在白天表现为吸收, 夜间接近于零, 偶尔见吸收.Pihlatie等[69]研究报道, 在芬兰东部草原, 春季和初夏CO通量白天表现为排放, 夜间表现为吸收.本研究结果与前两者略有不同.在季节变化中, 春季与夏季, 草地CO通量偶尔会出现较明显的排放现象.造成这一现象的原因可能与土壤温度、土壤水分和有机碳含量有关[70, 71].春夏季为草地生长旺季, 除草还屑后提高了草坪土壤微生物含量, 微生物凋亡后其残体和代谢物可使草地土壤有机碳含量累积增加, 草屑与有机物的热降解从而产生CO[72], 此外降雨导致土壤含水量较高时, 会利于厌氧微生物代谢产生CO[71].刈割后CO吸收通量小于刈割前, 可能也源于非生物过程, 凋落物在环境温度下能产生CO[72, 73].土壤中CO的净通量由土壤生物消耗CO和土壤化学反应产生的CO之间的竞争决定[74].因此在过去的研究中, 土壤既可能表现为CO的源, 又可能表现为CO的汇.例如, Conrad等[75]对干旱土壤研究发现, 当土壤干燥时, 土壤是CO的源, 但在被灌溉后慢慢转变为汇.Liu等[72]建立模型分析大气-土壤CO交换大小, 发现北方森林、温带针叶林、高草原等几十种不同植被CO年净通量均表现为吸收; Galbally等[76]研究报道, 桉树林和小麦田土壤均表现为CO的源; van Asperen等[77]研究干旱生态系统草原CO通量产生机制, 发现在夏季土壤是CO的源; 本实验观测期间, 土壤CO通量整体表现为吸收, 是CO的汇, 这个结果符合Liu等[72]研究的结论, 但也与文献[75, 76]研究的结果不同.这可能与生态系统中草地和土壤的水热条件以及与光和热降解有关[71, 77, 78].
短时间的降雨可使土壤CO吸收减少[74].因为随着降雨的推移, 土壤被不断压实, 压实的土壤阻止了CO向土壤更深处扩散.但对于长期CO通量与降水量的关系, 目前尚无太多研究.有学者在芬兰南部松叶林研究发现, 森林土壤CO通量的季节变化主要受土壤水分的驱动, 对土壤温度没有响应[12].很多情况下, CO的产生和消耗与土壤温度有关.Pihlatie等[69]研究报道, 在芬兰东部草原, 土壤温度与草地CO通量呈极显著的弱相关.Galbally等[76]研究澳大利亚半干旱系统中桉树林和小麦土壤CO排放时发现, 土壤中CO排放随温度呈指数增加.van Asperen等[77]研究干旱生态系统时发现, 在黑暗条件下, CO的产生随温度的增加而增加.分析城市草坪CO通量与降水量和土壤温度之间的关系, 发现它们之间呈显著的相关关系.
4 结论(1) 城市草地及其土壤各温室气体通量日变化随天气状况的变化而波动.
(2) 在整个观测期间, 亚热带人工草地CO2月平均通量表现出先增后减的季节变化趋势, 夏季最高, 秋季次之.CH4月平均通量有显著的季节变化趋势, 8月表现为CH4源, 其余均表现为CH4的汇.N2O月平均通量表现出微弱的季节变化趋势.草地及其土壤表现为N2O的源.城市草坪是大气CO的汇.
(3) 亚热带城市人工草地及其土壤各温室气体通量的年际变化与降水量和土壤温度整体呈显著或极显著的相关性.但对不同的温室气体影响不同.降水量对CO2、N2O通量和CO草地通量的影响较为明显; 土壤温度对CO2草地通量和CO通量影响较明显.
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