2021, Vol. 40
2. 南京信息工程大学应用气象学院, 南京 210044
2. School of Applied Meteorology, Nanjing University of Information Science&Technology, Nanjing 210044, China
CO2、N2O和CH4是3种重要的温室气体，在所有温室气体中CO2的增温效应贡献为60%，工业革命后大气中CO2浓度持续递增，2018年大气中CO2浓度为407.8 μL·L-1 [1]，预计到2100年将达到540~970 μL· L-1 [2]。大气中N2O和CH4的浓度虽然没有CO2高，但是其百年尺度上的增温效应分别是CO2的310倍和21倍，对温室效应的贡献分别为7.9%和14.3%[3]。受人类活动影响，大气中N2O和CH4的浓度正在以每年约0.3% 和0.8% 的速度增长，2018年大气中N2O和CH4浓度为331.1 nL·L-1和186.9 nL·L-1 [1]，预计到2100年将分别增加38~44 nL·L-1和190~197 nL·L-1[2]。土壤作为大气中温室气体的主要排放源，灌溉、施肥、耕作方式等都会通过影响土壤理化性质而对温室气体排放产生影响[4-5]，其中土壤水分含量是一个重要影响因素。
土壤排放的N2O主要经由硝化和反硝化过程产生，不同水分含量下两个过程发生的强度及N2O排放量有很大差异。土壤含水量通过影响土壤中氧气分压而影响土壤硝化过程产生的N2O量，在一定水分含量范围内，硝化速率及N2O排放量随水分含量的增加显著增加[6]；之后水分含量进一步增加，土壤氧压下降反而会降低硝化速率并增加N2O占硝化氮的比例[7]。Wrage等[8]指出，水分含量变化会使土壤功能微生物群体发生改变。水分含量增加导致的土壤氧气含量减少有助于硝化细菌反硝化过程的发生，从而排放大量N2O[9]。土壤水分含量对反硝化过程的影响存在一个临界值，大于这个临界值时，反硝化速率随水分含量的增加而显著增加。Davidson[10]指出，60% 的孔隙含水量（WFPS）值是反硝化过程大量产生N2O的临界值，WFPS大于60%时，硝化速率逐渐减弱，反硝化速率逐渐增加并开始排放大量N2O；进一步增加水分含量，N2O逐渐还原为N2，N2O排放量也随之降低。
土壤中的微生物大部分为好气性微生物，微生物通过呼吸作用释放CO2的量受土壤水分含量影响。有研究表明，厌氧条件下CO2排放量是好氧条件下的80%[11]。这可能是因为厌氧条件下能进行呼吸的土壤微生物数量很少[12]，或者厌氧条件抑制了一些酶的合成及化学反应，使得微生物可利用的碳源减少[13]。但也有研究报道，厌氧条件下短期内土壤CO2排放量比好氧条件下高约50%，可能来源于某些不能被微生物利用的含碳化合物的分解释放[14]。
CH4排放是土壤产生CH4和CH4氧化的综合结果[15]。土壤水分含量不仅影响CH4的生成，也影响CH4的氧化消耗。CH4的产生需要严格的厌氧条件，只有当土壤的氧化还原电位低于-100 mV时才有CH4生成[16]。研究指出，田间淹水6~8 h后氧气就被消耗殆尽[17]，CH4排放量随着土壤氧化还原电位的迅速下降急剧增加[18]。因此，好氧条件不利于CH4的产生，但是利于CH4的氧化。土壤水分从两个方面影响CH4的氧化，一是通过气体的扩散影响CH4和氧向CH4氧化菌的供应；二是影响CH4氧化菌的活性。淹水减慢了气体传输速度，且抑制了CH4氧化菌的活性，从而增加CH4排放[19]。但若土壤水分含量过低，CH4氧化菌的渗透压增加，活性降低，反而不利于CH4的氧化[20]。由此可见，水分含量变化对土壤温室气体排放的影响非常复杂，有必要针对不同类型土壤开展深入研究。
黑龙江省半干旱地区地广人稀，土地资源丰富，是我国重要的商品粮基地。区域内土壤类型多样，分布复杂，其中砂壤土是一种重要的农业耕作土壤[21]。由于降雨偏少且分布不均匀，土壤风蚀状况严重，该地区的土壤肥力不断下降，生产力较低[22]，土壤水分状况成为限制当地农作物高产的主要因素。为了提高作物产量，农业生产中需进行灌溉和大量施用氮肥，这势必会对土壤温室气体排放造成影响。此外，虽然半干旱地区土壤的含水量通常较低，但短期强降雨仍有可能导致某些低洼地区的土壤出现短期浅层淹水状态。然而，目前有关东北半干旱地区砂壤土不同水分含量下温室气体排放规律的研究尚未见报道。因此，本研究以黑龙江省半干旱地区的砂壤土为对象，通过室内培养试验研究不同水分条件（60% WHC、100% WHC、淹水）下土壤N2O、CO2和CH4的排放规律，以期为半干旱地区耕作土壤的温室气体减排和水分管理提供科学依据。
1 材料与方法 1.1 土样采集供试土壤采自黑龙江省齐齐哈尔市泰来县。齐齐哈尔市位于黑龙江省西部，地处45°53′~48°56′N、122°24′~126°41′E，海拔高度在200~500 m。该地区属温带半干旱大陆性季风气候，四季特点明显，春季干旱多风，夏季炎热多雨，秋季短暂霜早，冬季干冷漫长。年平均气温2.3 ℃，年平均降水量454 mm，降雨多集中在6-9月，占全年降水量的85% 以上。土壤类型以砂壤土为主。
采样地点常年种植玉米，年均施肥量约为120 kg N·hm-2。于2019年秋季玉米收获后取样，采用S形多点采样法采集0~20 cm耕层土壤，将新鲜土样去除植物残体并混匀后过2 mm筛，于4 ℃下保存用于培养试验。另将一部分土壤风干后磨细过筛用于基本理化性质分析。土壤理化性质为：土壤pH值7.27，田间最大持水量（WHC）为39.3%，有机碳和全氮含量分别为14.6 g·kg-1和1.13 g·kg-1，碳氮比为12.9，水溶性有机碳和水溶性有机氮含量分别为154 mg·kg-1和16.4 mg·kg-1，铵态氮和硝态氮含量分别为1.78 mg N·kg-1和9.68 mg N·kg-1，砂粒、粉粒和黏粒含量分别为80.5%、11.1%和8.4%。
1.2 土壤培养试验设置3个水分处理：60% WHC（WFPS为50%）、100% WHC（WFPS为84%）和淹水。称取相当于30 g烘干土质量的新鲜土样于45个250 mL三角瓶中，用移液管向三角瓶中均匀加入NH4NO3溶液使得添加氮浓度为60 mg N·kg-1，在添加氮溶液的同时分别调节水分含量至设定含水量，淹水处理添加40 mL水（上覆水约5 mm）。将三角瓶用锡箔封口，并在锡箔上扎4~5个洞以利于通气，然后将三角瓶置于25 ℃恒温培养箱中黑暗培养7 d。培养期间蒸发损失的水分通过称重法用滴管添加以维持设定含水量。7 d培养期间每个水分处理每日随机选取3瓶土壤用于采集培养瓶上部空间气体以测定N2O、CO2和CH4浓度。取气时去除锡箔，用带取气孔的硅胶塞塞住瓶口并用704胶密封，将取气孔与真空泵相连，抽取真空2 min，然后通入室内空气至平衡气压状态，如此反复3次使得三角瓶内空气中N2O浓度与室内空气相同，采集气体样品并以此时浓度为样品的初始浓度。采气时，用20 mL注射器反复抽取3次以混匀瓶内气体，然后抽取20 mL气体样品注入预先抽好真空的18.5 mL取气瓶中。密闭4 h后再次采气。在第1、3、5、7 d气体采集后，向三角瓶中加入75 mL 2 mol·L-1 KCl溶液振荡提取1 h，过滤后测定滤液中的NH4+-N、NO3--N浓度。
1.3 测定项目与方法土壤pH采用电位法测定（水土比为2.5∶1）；土壤最大持水量的测定参照文献中[23]的方法；土壤黏粒、粉粒和砂粒含量采用吸管法测定；土壤有机碳采用重铬酸钾外加热容量测定；土壤全氮采用开氏法测定；土壤水溶性有机碳和水溶性有机氮经去离子水浸提（液土比为5∶1）过滤后用有机碳氮分析仪测定；土壤无机氮（NH4+-N和NO3--N）经2 mol·L-1 KCl溶液浸提（液土比为2.5∶1）过滤后用流动分析仪测定；N2O、CO2和CH4浓度采用岛津气相色谱仪测定。
1.4 结果计算与统计分析净硝化速率计算公式如下：
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(1) |
式中：n为净硝化速率，mg N·kg-1·d-1；t为培养时间，d；NO3--N为土壤硝态氮含量，mg N·kg-1。
N2O、CO2和CH4气体排放速率计算公式如下：
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(2) |
式中：F为气体排放速率，μg N2O-N·kg-1·h-1/mg CO2- C·kg-1·h-1/μg CH4-C·kg-1·h-1；ρ为标准状态下N2ON、CO2-C和CH4-C的密度，kg·m-3；
N2O排放比率计算公式如下：
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(3) |
式中：R为N2O排放比率，%；FN2O为培养期间N2O的平均排放速率，mg N2O-N·kg-1·d-1；n为培养期间土壤净硝化速率，mg N·kg-1·d-1。
全球增温潜势（Global warming potential，GWP）计算公式如下[24]：
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(4) |
式中：GWP为3种温室气体的全球增温潜势，mg CO2-eq·kg-1；FCO2为CO2累积排放量，mg CO2-C·kg-1；FCH4-C为CH4累积排放量，mg CH4-C·kg-1；FN2O-N为N2O-N累积排放量，mg N2O-N·kg-1。
文中数据为3次重复的平均值，采用Origin软件作图，采用SPSS 13.0软件进行统计分析。净硝化速率、气体排放速率和累积排放量、N2O排放比率、全球增温潜势用Duncan（SSR）方法分析不同水分处理在P < 0.05和P < 0.01水平下的差异显著性。
2 结果与分析 2.1 N2O排放速率和累积排放量不同水分含量对土壤N2O排放速率具有显著影响，N2O排放速率随水分含量的增加而显著增加（图 1a）。3个水分条件下土壤N2O排放速率的动态变化趋势相同，都表现为随着培养的进行先增加至峰值后再降低，60% WHC处理的排放速率峰值出现在培养后的第5 d，100% WHC和淹水处理的排放速率峰值出现在培养后的第3 d。整个培养期间60% WHC处理的N2O平均排放速率为0.014 mg N2O-N·kg-1·d-1，100% WHC和淹水处理的N2O平均排放速率分别为0.109 mg N2O-N·kg-1·d-1和0.419 mg N2O-N·kg-1·d-1，是60% WHC处理的7.8倍和29.9倍（P < 0.01）。至培养结束，60% WHC、100% WHC和淹水处理的N2O累积排放量分别为0.098、0.763、2.932 mg N2O-N·kg-1，各处理间差异极显著（P < 0.01）（图 1b）。
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图 1 不同水分含量下土壤的N2O排放速率和累积排放量 Figure 1 N2O emission rate and cumulative emissions from soils under different moisture contents |
60% WHC和100% WHC条件下土壤净硝化速率分别为2.21 mg N·kg-1·d-1和2.04 mg N·kg-1·d-1，两者没有显著差异（P>0.05），但均显著高于淹水条件下的净硝化速率（0.88 mg N·kg-1·d-1）（P < 0.05）（图 2）。N2O排放比率随着水分含量的增加而显著增加，土壤水分含量为60% WHC时，N2O排放比例仅为0.64%，水分含量增加至100% WHC和淹水时，N2O排放比率显著增加至5.35%和47.5%（P < 0.01）（图 2）。
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图中不同小写字母表示各处理间差异显著（P < 0.05）。下同 Different lowercase letters indicate significant difference among the three treatments(P < 0.05). The same below 图 2 不同水分含量下土壤的净硝化速率和N2O排放比率 Figure 2 Net nitrification rate and N2O emission ratio of soils under different moisture contents |
不同水分条件下土壤的CO2排放速率均随培养的进行逐渐降低（图 3a），说明土壤中易分解有效碳含量逐渐减少。土壤水分含量从60% WHC增加到100% WHC对CO2排放速率没有显著影响（P>0.05），整个培养期间60% WHC和100% WHC处理的CO2平均排放速率分别为9.92 mg CO2-C·kg-1·d-1和10.1 mg CO2-C·kg-1·d-1。淹水促进了土壤中CO2的排放，各取样时间淹水处理的CO2排放速率均显著高于60% WHC和100% WHC处理（P < 0.05），整个培养期间淹水处理的CO2平均排放速率为12.7 mg CO2-C·kg-1·d-1。至培养结束，淹水处理的CO2累积排放量达到89.0 mg CO2-C·kg-1，显著高于60% WHC和100% WHC处理（69.5 mg CO2-C·kg-1和70.9 mg CO2-C·kg-1）（图 3b）。
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图 3 不同水分含量下土壤的CO2排放速率和累积排放量 Figure 3 CO2 emission rate and cumulative emissions from soils under different moisture contents |
不同水分条件下土壤的CH4排放都表现为随着培养时间的推进先增加后降低，峰值出现在培养后的第5 d（图 4a）。土壤水分从60% WHC增加到100% WHC对CH4排放没有显著影响（P>0.05），整个培养期间60% WHC和100% WHC处理的CH4平均排放速率分别为2.99 μg CH4-C·kg-1·d-1和2.53 μg CH4-C·kg-1·d-1。淹水促进了土壤中CH4的排放，各取样时间淹水处理的CH4排放速率均显著高于60% WHC和100% WHC处理（P < 0.05），其平均排放速率达5.14 μg CH4-C·kg-1·d-1。至培养结束，淹水处理的CH4累积排放量达到36.0 μg CH4-C·kg-1，显著高于60% WHC和100% WHC处理（20.9 μg CH4-C·kg-1和17.7 μg CH4-C·kg-1）（图 4b）。
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图 4 不同水分含量下土壤的CH4排放速率和累积排放量 Figure 4 CH4 emission rate and cumulative emissions from soils under different moisture contents |
不同水分条件下土壤的全球增温潜势（GWP）如图 5所示。60% WHC处理土壤GWP为296 mg CO2-eq·kg-1，而土壤水分含量增加到100% WHC时，GWP增加到578 mg CO2-eq·kg-1，是60% WHC处理的1.95倍（P < 0.01）。淹水处理的GWP远高于其余2个处理，达到1 549 mg CO2 - eq·kg-1，分别为60% WHC和100% WHC处理的5.23倍和2.68倍（P < 0.01）。
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图 5 不同水分含量下土壤的全球增温潜势 Figure 5 Global warming potential of soils under different moisture contents |
硝化和反硝化作用是土壤排放N2O的两个主要过程，硝化作用的发生需要好氧条件，反硝化作用的发生需要厌氧条件[25]。本研究中土壤水分含量从60% WHC增加至100% WHC对净硝化速率没有显著影响，但显著促进了N2O的排放，这与其他研究结果一致[26-27]。研究指出，当土壤水分含量大于60% WHC时，硝化速率逐渐下降，反硝化作用开始发生，反硝化速率随着水分含量的增加而显著增加[28]。本研究所用土壤为砂壤土，砂粒含量高、黏粒含量低、通气性能好，利于硝化作用的发生。因此，当土壤水分含量增加至100% WHC时也没有显著影响硝化速率，说明在60%~100% WHC范围内，水分含量不是影响硝化细菌活性的主要因素。但100% WHC条件下N2O排放速率是60% WHC条件下的7.8倍，可能是因为在厌氧微区内发生了反硝化作用，从而导致N2O的大量排放。已有研究表明，硝化过程排放N2O的比例在0.02%~0.2%[29-30]。本研究中100% WHC处理的土壤N2O排放比例为5.35%，超过了前人报道的N2O排放比率范围，进一步证明培养过程中厌氧微区反硝化作用的发生。Cheng等[26]的研究发现，65% WHC条件下草地和林地土壤硝化作用对N2O排放量的贡献不到40%，土壤水分含量增加到100% WHC时，硝化作用的贡献率更低，土壤排放的N2O更多地来源于反硝化过程。本研究的淹水处理属于浅层淹水条件，培养瓶中的土层厚度约为1 cm，水层厚度约为5 mm。有研究指出，土壤浅层淹水可使表层土体（5~8 mm）和接近瓶壁的土体处于好气状态，溶解在表面水层中的氧气可以渗入到土壤孔隙中以满足硝化微生物对氧气的需求[31]。因此，本研究培养期间淹水处理土壤仍有硝化作用发生（图 2），但硝化速率相比60% WHC条件下的好氧状态降低了60%，说明淹水状态很大程度上抑制了硝化作用的进行。淹水处理的土壤N2O排放速率是60% WHC处理的30倍，说明淹水状态降低了土壤的通透性，促进了反硝化作用的发生和N2O的大量排放。但Pihlatie等[32]研究发现，砂壤土由于其良好的通气性，在100% WFPS甚至淹水条件下土壤N2O的排放仍然主要来自硝化过程。因此，基于砂壤土的特殊物理性状，有必要开展相关研究以明确土壤排放N2O的具体机制。本研究中添加的氮溶液没有进行15N标记，不能量化硝化和反硝化过程对N2O排放的贡献，后续还将针对不同水分含量下砂壤土N2O的排放途径开展深入研究。
3.2 CO2排放在没有种植作物的实验室培养条件下，土壤中的CO2排放主要来自微生物呼吸[33]。因此，土壤微生物呼吸强度可以用来表征土壤微生物活性的大小。土壤微生物活性与土壤水分含量密切相关，干燥条件不利于土壤微生物的存活[34]。在一定水分含量范围内，微生物活性随着水分含量的增加而增加。蔡祖聪等[35]认为，不同水分环境下的土壤，其微生物所需的最佳水分含量不同。本研究中土壤水分含量从60% WHC增加至100% WHC对土壤微生物呼吸没有产生显著影响，说明在60%~100% WHC水分范围内，水分不是影响砂壤土微生物活性的主要因素。Cheng等[26]也发现，土壤水分从65% WHC增加至100% WHC没有引起林地和草地土壤微生物呼吸释放CO2量的显著变化，这与本研究结果一致。土壤微生物呼吸对水分含量的响应也与土壤类型有关[35]，对砂粒含量高、通气性能好的砂壤土而言，当土壤水分含量为100% WHC时，虽然水分充足，但土壤仍然处于好氧状态[32]，并没有显著影响好气微生物的种类和数量。目前，有关淹水厌氧条件影响土壤微生物呼吸的不同研究结果间差异较大。有研究报道[11]，厌氧条件会抑制微生物活性，减少CO2排放，因为厌氧条件下能够进行呼吸的微生物种类很少，同时厌氧条件抑制了一些酶的合成和生物化学反应，使得微生物可利用的有效碳源减少。但Koike等[36]观测到厌氧条件下短期内土壤仍会释放大量CO2，随后CO2排放量开始降低，且厌氧条件下CO2的排放量反而可能高于好氧条件下[14]。本研究中淹水处理属于浅层淹水条件，大气中的氧气可以渗入土壤中，没有完全处于厌氧状态，此水分条件仍显著促进了CO2的排放，这可能与土壤有效碳数量的变化有关。淹水条件导致一些土壤微生物死亡，死亡微生物释放出来的溶解性有机碳为存活的微生物提供了大量有效碳，这种在能源上的巨大扰动显著促进了微生物的生长和繁殖[37]，从而促进了微生物呼吸量的显著增加。本研究结果与前人的研究结果一致[14, 36]，但本研究的培养时间较短，有关淹水条件对微生物呼吸的长期影响还有待于进一步研究。
3.3 CH4排放土壤中CH4的排放是在厌氧条件下产甲烷菌以CO2无机物或者乙酸等有机物为底物的还原过程[38]，土壤水分变化对CH4排放具有重大影响[39]。土壤中CH4的排放是CH4产生、氧化与传输的综合结果，水分含量的变化会同时影响CH4产生和氧化过程[15]。本研究中60% WHC水分处理为好气条件，不利于CH4的产生，因为产CH4菌是严格厌氧细菌，短时间暴露于空气即可死亡，但试验中仍然监测到了CH4的微量排放，这可能是土壤颗粒间形成的厌氧微区所致。在添加氮溶液及调节水分过程中，不可能达到理论上的均匀一致，土壤颗粒间的部分孔隙可能被水分填满饱和形成了利于CH4排放的微域厌氧环境[40]。一些前人研究也曾报道好气条件下土壤CH4的微量排放[40-42]，这与本研究结果一致。值得注意的是，虽然旱作土壤的好氧条件不利于CH4的排放，但实际农业生产中，在玉米生长期间，短时间内的强降雨或不合理灌溉都可能导致旱作土壤内部的部分区域形成厌氧微区，进而导致CH4的排放。与60% WHC处理相比，土壤水分含量增加到100% WHC时并没有显著促进CH4的排放。如前所述，由于砂壤土特殊的质地结构，水分含量达到100% WHC时土壤仍然具有良好的通气性，因此在60%~100% WHC水分范围内，水分含量的变化可能对土壤氧化还原电位和气体传输扩散没有产生显著影响，进而使得产CH4菌和CH4氧化菌的活性与60% WHC条件下无异，但具体原因还需进行深入研究。相对于60% WHC和100% WHC处理，淹水处理显著促进了CH4的排放，一方面，淹水条件降低了氧化还原电位，促进了产CH4菌的生长和繁殖，同时淹水导致CH4和氧气的运动速度减慢，使CH4氧化菌的活性因氧气有效性降低而受到抑制，从而促进CH4排放[19, 43]；另一方面，淹水处理透气性较差，导致了一些好气微生物的死亡，死亡微生物释放出来的溶解性有机碳为产CH4菌提供了营养基质和能量[37]，进而促进了CH4的排放。此外，淹水抑制了硝化作用的进行（图 2），铵态氮的大量存留抑制了CH4的氧化，从而促进了CH4的排放。有研究指出，长期使用铵态氮肥可导致CH4氧化能力降低数倍至数十倍[44]。因此，淹水条件下土壤CH4排放速率的增加可能是水分和铵态氮综合作用的结果。
砂壤土是黑龙江省半干旱地区的重要耕作土壤，由于年降雨量偏少，土壤水分匮乏，灌溉是提高土壤水分含量的主要途径。然而，本研究结果表明土壤水分含量的增加促进了温室气体的排放，尤其是短期内浅层淹水会同时促进N2O、CO2和CH4的大量排放，显著增加全球增温潜势。因此，农业生产中，在进行田间灌溉时要注意控制灌溉水量，同时也要避免强降雨对低洼地区造成的短期淹涝。需要强调的是，本研究是在室内培养条件下进行的，与田间实际环境条件有一定差异。田间土壤温室气体排放可能受水分、温度、作物等多种因素的综合影响，本培养试验没有考虑作物的影响，试验结果仅适用于土壤层面。因此，今后还需开展田间原位监测试验以深入系统地研究水分对砂壤土温室气体排放的影响。
4 结论（1）土壤水分含量从60% WHC增加到100% WHC对砂壤土的净硝化速率没有显著影响，但显著促进了N2O的排放。相比水分不饱和条件（60% WHC），淹水处理显著抑制了土壤硝化作用，但N2O平均排放速率增加了29.9倍。
（2）土壤水分含量从60% WHC增加到100% WHC对砂壤土的CO2和CH4排放速率没有显著影响，淹水处理则显著促进了土壤CO2和CH4的排放。
（3）半干旱地区降雨较少，在通过灌溉调节田间水分含量或者遇到强降雨时应注意短期淹涝对土壤温室气体排放的显著影响。
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