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01 摘要
尽管关于土壤表面温室气体（GHG）排放已有广泛研究数据，但仅有少数研究探讨了土壤内部与深度相关的GHG浓度及生成量。我们在半干旱农牧交错带的草地和农田土壤中，利用硅管对全年期间的舱室表层GHG通量测量结果与五个深度（0、10、30、50和70厘米）的地下GHG浓度进行了联合分析。草地与农田土壤均表现为CO₂和一氧化二氮的净源，但却是甲烷的汇。CO₂和一氧化二氮的浓度随土壤深度增加而升高，而甲烷浓度则降低。根据菲克定律计算得出的地下GHG通量亦随深度增加而减小。对于CO₂，模型模拟的GHG通量与实测表层通量的一致性远优于一氧化二氮或甲烷。春季融雪及降雨事件会引发一氧化二氮脉冲、甲烷吸收峰值以及甲烷浓度下降。基于舱室法估算的CO₂、甲烷和一氧化二氮的年排放量或吸收量在草地与农田中分别为：4820–7580 kg C·ha⁻¹·yr⁻¹、2.4–1.5 kg C·ha⁻¹·yr⁻¹ 和 0.13–0.14 kg N·ha⁻¹·yr⁻¹。模型模拟的GHG通量年累积量随深度增加而递减，而表层土壤（0–20厘米）对整个剖面中CO₂、一氧化二氮和甲烷总量的贡献率分别约为65%、68%和72%。GHG通量的垂直分布特征与土壤有机碳及根系生物量的分布模式相一致。与农田相比，草地的年CO₂通量较高，但甲烷吸收量较低；两生态系统的年一氧化二氮通量则较为接近。
02 研究目标
(1) 基于两个生态系统中土壤剖面内的浓度梯度，探究温室气体浓度与通量的时间变异性；(2) 确定产生或消耗二氧化碳、一氧化二氮及甲烷的主要土层深度；(3) 对实测值与基于剖面深度建模的温室气体通量进行比较。
03 材料与方法
1 研究区域
本实地研究在国家草地生态系统观测与研究站（北纬41°46′，东经115°40′，海拔1460米）进行。该站位于中国北方河北省固原县典型的半干旱农牧交错带区域。年平均气温为1.4℃，年降水量为380毫米。
测量工作在相邻的草地（15公顷）和农田（5公顷）上进行，两地土壤类型均为Haplic Kastanozems（IUSS 工作组，2015）。草地以中华羊草（Leymus chinensis，占73%）、克里利苇（Stipa krylivii，占10%）和无茎石竹（Potentilla acaulis，占8%）为主，植被覆盖度为45%。自2009年起，6月至9月期间，每公顷草地可放牧4–5只绵羊。自1995年起，部分草地已被开垦为农田，此后每年均种植燕麦（Avena chinensis L.）单作。燕麦于5月下旬播种，9月下旬收获。收获后清除作物残茬，仅残留5–10厘米的秸秆。在燕麦播种前，农田需采用翻耕机将表土翻至15–20厘米深。每年播种前，农田通常施用农家肥（固体牛粪，675公斤/公顷，相当于30公斤氮/公顷）作为基肥，但2015年未施用。草地与农田均未实施灌溉措施。
2 温室气体测量
采用硅管对土壤剖面中的二氧化碳、甲烷和一氧化二氮浓度进行原位测定（图S1，Kammann等，2001；Pausch与Kuzyakov，2012）。每根硅管（长度1.3米，内径10毫米，壁厚3毫米，容积100毫升）经卷绕后两端用硅胶隔膜密封。这些硅管通过不锈钢管（内径2.175毫米，壁厚0.5毫米）与地表连接，并在连接处安装三通旋塞。
在草地和农田区域，随机选取三个土壤坑（尺寸为1米×1米×0.8米），作为三个重复样本。在每个剖面处，水平安装两根硅管，深度分别为地面下10厘米、30厘米、50厘米和70厘米。各剖面用土壤回填，逐层恢复原始土壤剖面（例如，尽量匹配未扰动土壤剖面的总体密度）。气体采样工作于安装这些管子后三个月开始进行，采样时间范围为2014年9月28日至2015年9月28日。采样均在上午8:00至11:00之间进行，以代表每日平均通量（Liu 等，2017； Yang 等，2015），使用60毫升塑料三通止动注射器，从每根管中抽取约30毫升气体样本。同时，还对地表空气进行了采样（深度为0厘米）。气体样本通常每周采集两次（从11月至次年2月期间，每月一次或两次）。
地表甲烷和一氧化二氮通量采用静态封闭舱法同步测定，共设置四个重复样点（图S1，Yang等，2015；Liu等，2017）。实验时，将封闭舱（0.5 m × 0.5 m，高度0.5 m）置于预先安装于土壤中的环形支架上（0.5 m × 0.5 m，高度0.1 m）。关闭封闭舱后，使用60 ml塑料注射器在0、15、30、45、60分钟时间点采集气体样本；所有气体样本均在10小时内通过气相色谱仪（GC，Agilent 7820 A，美国）进行分析。
地表二氧化碳通量采用红外气体分析仪（LI-8100 A，LI-COR Inc.，美国内布拉斯加州林肯市）同步测定。将六个聚氯乙烯环（高10厘米、直径10厘米）压入土壤中，深度约为5厘米，这些环与剖面位置相邻。所有环样在整个实验期间均保持在野外未受扰动状态。测量前，冠部内的植株于地面高度处被剪除。
2 温室气体测量
在表层甲烷和一氧化二氮通量采样期间，于箱体附近区域对土壤温度（5厘米深度）和土壤湿度（0–6厘米）进行了监测。土壤温度与土壤湿度分别采用便携式数字温度计及便携式频域反射探头进行测量。各试验点的10、30、50及70 cm深度处土壤温度均采用热电偶探头（型号：T107，生产商：Campbell Scientific Inc.，美国犹他州洛根市）进行记录；各试验点相同深度处的土壤含水量则采用时域反射仪（型号：CS616，生产商：Campbell Scientific Inc.，美国犹他州洛根市）进行记录。每层土壤深度均布置了三组水平安装的土壤温度与湿度传感器。
为分析土壤矿质氮含量（NH₄⁺ + NO₃⁻），采用土壤钻探器从各试验点的0–20、20–40、40–60及60–80 cm土层中，每两周或每月取三次重复土样。新鲜土样经筛分（<2 mm）后，用1 M氯化钾溶液进行提取；矿质氮含量则采用连续流动分析仪（TRAACS2000，Bran and Luebbe，德国诺德施泰特）测定。在传感器安装期间，于相同土层深度区间采用钻芯法测定土壤容重（每个深度设五次重复）。同时，在同一时间点，从各试验点的0–20、20–40、40–60及60–80 cm土层中各取三次重复土样，用于物理和化学分析。土壤有机碳（SOC）与总氮（TN）含量经0.5 M盐酸处理以去除碳酸盐后，采用干烧法（Vario Macro CNS，Elementar，德国）测定（Chen 等，2019）。土壤质地则通过移液管法（Gee and Bauder，1986）测定。
地上生物量通过以下方式估算：在各样地的生长季内，每月三次于地面高度处剪取五个方形样点（每个样点面积为0.25 m²）的活地上生物量；根系生物量则通过在草地中按每20 cm间隔采集四个土壤芯样（直径8 cm，深度至60 cm）来估算；对于农田，分别在行间和行内各采集四个土壤芯样，以反映农田中根系的空间分布情况；根系生物量每月采集两次。每次采集的根系样本均经0.5 mm筛过滤后收集；未对活根与死根进行分离处理。地上生物量及根系样本均置于65 °C条件下干燥48小时，随后称重。
降水、气温及大气压力数据由试验站气象站提供（Liu et al.，2017）。
3 计算与统计分析
甲烷和一氧化二氮的表面通量采用等式(1)进行估算（Liu et al.，2017； Chen et al.，2022）。
其中，F为净通量（mg C·m⁻²·h⁻¹ 或 μg N·m⁻²·h⁻¹），T（℃）为舱内平均气温，ρ为气体密度（mg·m⁻³ 或 μg·m⁻³），H为舱室高度(m)，dc/dt（μL·L⁻¹·h⁻¹）为部署期间密闭舱内甲烷和一氧化二氮浓度的变化量。
地下温室气体通量采用菲克定律进行计算（Fierer et al.，2005）。
其中 Q 为通量（g m⁻² s⁻¹），Ds 为扩散系数（m² s⁻¹），c 为气体浓度（g m⁻³），z 为深度（m）。Ds 按以下方式计算（Wolf 等，2011；Wang 等，2018）：
其中，BD为体积密度（g·m⁻³）（表1），θ为土壤容积含水率（m³·m⁻³）（图1），t（◦C）为土壤温度（图1），p为大气压（kPa）：85.7；D₀对于二氧化碳、甲烷和一氧化二氮分别为0.139、0.188和0.143 cm²·s⁻¹（Wolf 等，2011； Wang 等，2018）；a对于二氧化碳和一氧化二氮为1.79，对于甲烷为1.82（Wolf等，2011）。
年累积二氧化碳（或一氧化二氮、甲烷）通量的计算方法如下（Gao et al.，2022）：
其中，AF表示年累积温室气体通量（kg·ha⁻¹），F表示二氧化碳、甲烷或一氧化二氮的排放速率（μg·m⁻²·h⁻¹），i表示第i次测量值，ti+1–ti表示两次连续测量之间的天数，n表示测量次数总数。
全球净增温潜能（NGWP）是通过计算一氧化二氮和甲烷通量的年累积值以及土壤有机碳的净平衡，并结合一个世纪时间尺度上的二氧化碳当量，来得出的（IPCC，2014）。
其中，28 和 298 分别为 CH₄ 和 N₂O 的 CO₂ 当量换算系数；呼吸碳损失为 CO₂ 通量的年累积量；收获碳移除量为农田地上部生物量的碳含量；绵羊消耗的碳为草地地上部生物量碳含量的 30%。草地和农田生物量的碳含量分别为 420 g kg⁻¹ 和 450 g kg⁻¹。
二氧化碳浓度（或通量）与土壤温度之间的关系可用指数函数表示：
其中，Y表示二氧化碳浓度或通量，x表示各深度处的土壤温度，a和b为从指数曲线中得出的拟合参数。
其中，b为等式(6)中的数值。
采用线性或非线性回归分析方法，检验了温室气体通量与浓度与土壤性质及根系生物量之间的关系，以及模拟得出的温室气体通量与室内测量值之间的关系。当p < 0.05时，认为差异具有统计学意义。所有统计分析均使用 SPSS for Windows（版本11.0）完成。
04 结果
1 环境参数
4月中旬至8月下旬，土壤温度随深度增加而降低；而从10月至次年3月初，温度剖面呈现相反趋势：最深层土壤的温度最高（图1）。年降水量为345 mm，其中84%的降水发生在5月至9月的生长季期间（图1）。春季解冻会导致土壤含水量骤增。全年各深度处，草地的土壤含水量均高于农田，但在12月和4月的30 cm及50 cm深度处除外。春季解冻可提高土壤中的无机氮含量（图S2）。在生长季期间，羊群的存在会增加草地的无机氮含量；而施用肥料则会提高农田的无机氮含量。
7月31日至9月26日期间，耕地的地上生物量比草地高出168%–296%（图2）；根系主要集中于表层0–20 cm土层，其在草地和耕地的总根系生物量中所占比例分别为83%和75%；在表层20 cm范围内，草地的根系生物量较耕地高出2–124倍（图2）
草地和农田土壤的 SOC（土壤有机碳）和 TN（全氮）含量均随深度增加而降低（表 1）。在所有土壤深度上，草地的 SOC 和 TN 含量均高于农田。两地点的土壤容重均随深度增加而增大，且农田的容重大于草地，这是因为草地的 SOC 含量和根系生物量高于农田。
2 环境参数
地表附近（0 cm）的二氧化碳浓度变化幅度较小，草地与农田中的浓度值相近（图3）。无论在何种地点，二氧化碳浓度均随深度增加而升高：在草地中，10 cm深度处的二氧化碳浓度范围为445至17600 ml·m⁻³，70 cm深度处则为1920–27000 ml·m⁻³；农田中的垂直变化趋势与此相似，其10 cm深度处的二氧化碳浓度从420增至4900 ml·m⁻³，至70 cm深度时则升至690–7700 ml·m⁻³。总体而言，草地中的二氧化碳浓度远高于农田，尤其在生长季期间更为显著。此外，二氧化碳浓度呈现明显的季节性变化规律，从冬季到夏季逐渐升高。
所有土壤深度处的一氧化二氮浓度均高于环境大气中的一氧化二氮浓度（图4）。总体而言，一氧化二氮浓度随土壤深度增加而升高，在10厘米深度处范围为0.35至0.47 ml·m⁻³，在70厘米深度处范围为0.36至0.55 ml·m⁻³。在春季解冻期及6月中旬、7月中旬和9月中旬的强降雨期间，两个样地的所有深度均观测到明显的一氧化二氮浓度峰值。
所有土壤深度处的甲烷浓度均低于环境大气中的浓度值（2.0 ml·m⁻³）（图5），表明土壤吸收了来自大气的甲烷。与二氧化碳和一氧化二氮的浓度分布特征不同，甲烷浓度随深度增加而降低：在10 cm深度处，甲烷浓度范围为0.47–2.14 ml·m⁻³；在30 cm深度处，甲烷浓度范围为0.10–1.94 ml·m⁻³；而在30 cm以下深度，甲烷浓度可忽略不计。甲烷浓度在各剖面中呈现明显的季节性变化规律：非生长季浓度较高，而生长季浓度较低。在10 cm深度处，甲烷浓度因春季解冻、6月中旬降雨事件、7月中旬降雨事件及9月中旬降雨事件分别降低了27%、42%、59%和36%；在30 cm深度处，也观察到了由春季解冻和降雨事件引起的类似甲烷浓度下降现象。
3 温室气体通量
草地与农田表层测得的二氧化碳通量呈现明显的季节性变化：生长季期间通量较高，而冻期期间通量较低（图3）。草地与农田的年平均二氧化碳通量分别为124和79 mg C·m⁻²·h⁻¹，其范围分别为2–313 mg C·m⁻²·h⁻¹和1–248 mg C·m⁻²·h⁻¹。剖面各深度处的二氧化碳通量均遵循与表层二氧化碳通量相同的季节性趋势——随深度增加而递减，草地中通量范围为0.3–287 mg C·m⁻²·h⁻¹，农田中通量范围为0.1–215 mg C·m⁻²·h⁻¹。
地表一氧化二氮通量范围为0.1至6.8 µg N·m⁻²·h⁻¹（图4）。草地与农田的平均通量分别为2.3和2.1 µg N·m⁻²·h⁻¹。模型模拟显示，5厘米深度处的一氧化二氮通量高于20厘米深度处的通量。一氧化二氮脉冲由3月底的春季解冻以及生长季内6月中旬、7月和9月的降雨事件触发。
两个样地的土壤均表现为甲烷汇（图5）。测得草地与农田的表层甲烷吸收量分别为3.8–43和6.2–66 µg C·m⁻²·h⁻¹，对应平均值分别为22和34 µg C·m⁻²·h⁻¹；模型模拟的甲烷通量随深度增加而降低：在草地中范围为0.02–18 µg C·m⁻²·h⁻¹，在农田中范围为4.7–87 µg C·m⁻²·h⁻¹。在5 cm和20 cm深度处，农田的甲烷吸收量普遍高于草地。
采用Fick定律方法对5厘米深度下的二氧化碳通量进行模拟，其结果与实测数据呈现良好的相关性（R² = 0.71–0.77）（图6）；而一氧化二氮和甲烷的相关性较弱（农田中一氧化二氮的R² = 0.30–0.47，甲烷的R² = 0.37）；草地中的实测与模拟甲烷通量之间则未发现相关性。
4 年度温室气体累积量
根据室内测量结果，草地的年二氧化碳排放量（7600 kg C·ha⁻¹·a⁻¹）比农田的年二氧化碳排放量（4820 kg C·ha⁻¹·a⁻¹）高出57%（图7）；草地的年甲烷吸收量（1.52 kg C·ha⁻¹·a⁻¹）比农田的年甲烷吸收量（2.38 kg C·ha⁻¹·a⁻¹）低37%；而两种生态系统间的年一氧化二氮排放量相近（草地为0.14 kg N·ha⁻¹·a⁻¹，农田为0.13 kg N·ha⁻¹·a⁻¹）。
0–20厘米深度的甲烷消耗量占土壤总消耗量的70–73%；表层0–20厘米土层贡献了累积一氧化二氮排放量的68%，而40厘米以下深度产生的一氧化二氮占比不足15%。
05 讨论
1 二氧化碳浓度与通量
两个样点的土壤剖面中二氧化碳浓度均呈现平行的季节性变化，于7月下旬至8月上旬达到峰值（图3）。这种季节性变化主要归因于温暖湿润生长季期间较高的二氧化碳产生量，从而触发了微生物呼吸作用（图1、图3）。此外，根系及根际微生物呼吸作用可能在根系快速生长后有所增强；相应地，冬季较低的土壤温度与湿度以及根系衰老则会降低根系及微生物的呼吸作用。
总体而言，二氧化碳浓度随土壤深度的增加而升高，这与先前的研究观察结果一致（Fierer 等，2005； Pausch 和 Kuzyakov ，2012； Wang 等，2013）。深层土壤中较高的二氧化碳浓度并非归因于二氧化碳生成量的增加，而是由于在低孔隙度条件下二氧化碳在土壤中扩散较慢、高总体密度导致土壤压实以及存在根系等因素，使得二氧化碳在土壤中停留时间更长（表1）。
草地的土壤二氧化碳浓度通常高于农田（图3），其原因如下：首先，草地的SOC含量高于农田，反映了有机质微生物分解所产生的二氧化碳量更大（表1）；其次，生长季内草地的根系生物量远高于农田（表1），从而导致较高的根系呼吸速率；第三，草地的土壤含水量高于农田（图1），这可能通过增加生物源二氧化碳的产生和/或减少二氧化碳在土壤剖面中的扩散来提高土壤二氧化碳浓度。
草地（R² = 0.71–0.95，p < 0.001）和农田（R² = 0.58–0.84，p < 0.001）中的二氧化碳通量与浓度均随土壤温度呈指数增长（图S3）。此前已有研究报道了温度对土壤呼吸、剖面二氧化碳浓度及二氧化碳产生量的类似指数影响（Davidson 等，2006； Rong 等，2015b）。温度升高会增强根系及微生物的呼吸作用。在较深的土壤层中，二氧化碳浓度与土壤温度之间的相关性通常更为显著（图S3），这是因为二氧化碳浓度变化的时间系数（CV）随深度增加而减小（在10厘米深度时CV=88%，在70厘米深度时CV=77%）。我们的研究结果与Davidson等（2006）的研究发现相似。
二氧化碳通量与浓度对土壤温度的敏感性可通过Q10值来确定。在本研究中，草地和农田的表层二氧化碳通量Q10值分别为1.19和1.17（图S3），这恰好落在中国草地的Q10值范围内（范围：1.03–8.13）（Feng 等，2018）。然而，不同土壤深度下Q10值的比较因公开数据相对匮乏而受到限制。不同土壤深度下二氧化碳浓度及通量的Q10值介于1.07至1.27之间（图S3），该数值低于美国温带森林（1.5–4.4，Davidson等，2006）以及日本温带森林与泰国热带森林（1.8–2.9，Hashimoto等，2007）的Q10值。较低的Q10值可归因于该温带半干旱地区的低降水量和低年均气温。不同的植被类型也会影响Q10值。
草地与农田中各土壤层的累积二氧化碳通量均随土壤有机碳（SOC）和根系生物量的增加而线性上升（图S6），这表明根系生物量与土壤有机碳可显著影响二氧化碳通量的空间变异；较高的根系生物量与土壤有机碳可为土壤呼吸提供更多的底物。
2.N₂O浓度与通量
一氧化二氮通量与土壤一氧化二氮浓度均存在季节性变化，且这些变化与温度和降水模式密切相关。一氧化二氮浓度随深度增加而升高，这在许多其他土壤中也十分常见（Burton and Beauchamp，1994； Li et al.，2002）。
春季冻融期 N₂O 通量和浓度的急剧增加（图 4）是由于被扩散屏障所困住的 N₂O 的物理释放以及新产生的 N₂O 共同导致的（Burton 和 Beauchamp，1994；Risk 等，2014；Schindlbacher 等，2022）。我们在冬季冻结期的土壤剖面中并未观察到如此高的 N₂O 排放或 N₂O 浓度。因此，被扩散屏障困住的 N₂O 的物理释放并不是春季冻融排放的主要机制。在春季冻融期间，土壤温度仍然很低（图 1），但 N₂O 浓度和通量却在很短时间内于表土和底土中急剧增加（图 4）。这种 N₂O 产生的增加很可能与高土壤含水量对硝化和反硝化作用的促进，以及微生物细胞死亡和裂解导致的碳、氮有效性增加有关（Herrmann 和 Witter，2002）。在我们的研究中，N₂O 产生的增强可能是造成春季冻融 N₂O 脉冲的主要机制。解冻使草地和农田的土壤含水量分别增至 0.42 和 0.27 cm³ cm⁻³，矿质氮含量分别增至 31 和 30 mg N kg⁻¹。与农田相比，草地春季冻融期 N₂O 脉冲和冬季 N₂O 浓度更高，很可能是由于草地更高的土壤含水量、SOC 含量和 TN 含量共同作用的结果。类似的由春季冻融引发的 N₂O 爆发和浓度峰值已有大量报道。
在生长季中，6月中旬、7月及9月的强降雨期间，草地与农田下所有土层中的一氧化二氮通量及浓度均有所增加（图4）。土壤含水量的增加可能加速了硝化作用与反硝化作用，从而促进了一氧化二氮的产生。
在生长季，绵羊在草地中放牧。绵羊的尿液和粪便可能提供了可降解的碳和氮，结合降雨作用可能增强了微生物代谢，从而导致一氧化二氮排放量增加。在生长季期间，草地表层土壤中的矿质氮含量最高可达33 mg N·kg⁻¹。在农田上，2014年6月施用了农家肥（30 kg N·ha⁻¹），但2015年未施用。土壤水分的增加可能促进了残留肥料的水解，从而释放出更多的矿质氮，使其可供硝化和反硝化过程利用。在此半干旱环境下，草地的土壤含水量范围为0.05–0.41 cm³·cm⁻³，而农田的土壤含水量范围为0.04–0.27 cm³·cm⁻³，这表明硝化作用是土壤剖面中一氧化二氮的主要来源。与农田相比，草地通常具有更高的土壤含水量，但矿质氮含量较低（图1和图S2）。草地较高的土壤含水量可归因于：i）生物量较大的作物具有更强的蒸腾作用；ii）农田下部的容重较高，因此部分融雪水和强降雨会导致径流而无法渗入土壤。土壤含水量对草地的一氧化二氮生成具有主导影响；相反，在农田中，矿质氮含量对一氧化二氮生成的影响更为显著（图4和图S2）。
9月中旬的一氧化二氮通量与浓度峰值均低于6月中旬和7月中旬，这是由于矿质氮含量下降所致。植物已进入衰老阶段，其根系代谢及随之而来的根系分泌物量可能有所减少，从而导致硝化作用与反硝化作用所需的新的碳源和氮源减少。此外，自施肥以来的时长无疑也是随时间推移导致农田中一氧化二氮产生峰值重要性降低的一个因素。
3.CH₄浓度与通量
总体而言，生长季期间的甲烷吸收速率因微生物活动旺盛而高于非生长季。在表层30厘米范围内，甲烷浓度随深度增加而显著下降；在该深度以下，甲烷浓度则保持极低水平（低于0.2 ml·m⁻³的检测限），这与先前研究结果一致（Hou 等，2012； Wang 等，2013）。甲烷从大气中向下扩散至土壤，并主要在表层土壤中被氧化。30厘米以下土层的总体密度远高于表层30厘米范围内的密度，表明该区域氧气浓度较低且甲烷扩散速度较慢（表1）。因此，加之表层土壤中微生物生物量和活性显著更高（Maharjan 等，2017），甲烷主要在表层30厘米范围内被氧化。
春季解冻及降雨后，表层土壤中的甲烷浓度下降（图6，Adamsen and King，1993；Wolf et al.，2011）。这种下降伴随着甲烷吸收速率的升高。甲烷浓度的下降可归因于大气中甲烷扩散受限、土壤氧含量不足以及土壤水分增加对甲烷氧化菌活性的刺激作用（图1）。
通常，剖面甲烷浓度与吸收量均与土壤含水量呈负相关（图S5）（Adamsen 和 King ，1993； Wang 等，2013）。土壤水分通过其对甲烷扩散速率及甲烷氧化菌活性的双重影响来调控甲烷浓度（Schnell和King，1996）。
总体而言，在草地和农田中，甲烷吸收量均随土壤温度的升高呈指数增长，但在农田20厘米深度处未观察到这种相关性（图S4）。而剖面甲烷浓度则随土壤温度升高而降低（草地的R²=0.36–0.65，农田的R²=0.39–0.60）。高温可提高甲烷氧化菌的活性（Wang et al.，2015）。
4.年度累积温室气体通量与净 GWP
采用梯度法计算的温室气体通量随深度增加而减小，在50厘米以下区域数值极小；在两种生态系统中，超过65%的排放量均源自表层20厘米土层（图7）。植物根系分布随深度增加而减少，但其中80–90%的根系位于表层20厘米内（图2）。较高的土壤有机质含量与根系分布为微生物活动提供了良好条件，从而导致表层土壤中温室气体的产生量（针对二氧化碳和一氧化二氮）及消耗量（针对甲烷）均较高。
与农田相比，草地表层的年二氧化碳通量及剖面内二氧化碳浓度均更高，这归因于整个剖面中较高的土壤有机碳含量、根系生物量及土壤含水量共同作用，从而导致根系和微生物的高呼吸速率；而农田中显著更高的甲烷吸收量则可归因于其整个剖面中较低的土壤含水量，进而使得氧气浓度高于草地。较低的土壤水分促进了甲烷和氧气向土壤内部的扩散，从而增加了甲烷的吸收量。
室内法与土壤梯度法对二氧化碳的测定结果一致性远优于一氧化二氮或甲烷，这归因于不同土壤层间二氧化碳浓度差异较大（图6）。已有研究报道，采用梯度法对一氧化二氮和甲烷的估算值可能存在高估或低估的情况。使用梯度法测定气体通量时出现此类不确定性，是由于确定土壤气体扩散系数和浓度梯度时的不精确性所致（Wolf等，2011）。
草地的净 GWP 值为58660 kg CO₂当量/ha，比农田的净 GWP 值（−11533 kg CO₂当量/ha）低5倍（图8）。草地与农田的净 GWP 贡献如下：1）甲烷：−57和−88 kg CO₂当量/ha；2）一氧化二氮：60和56 kg CO₂当量/ha；3）土壤呼吸作用：27781和17670 kg CO₂当量/ha；4）生物量输入的碳：78828和31230 kg CO₂当量/ha；5）放牧或收割：560和6557 kg CO₂当量/ha。在本研究中，甲烷和一氧化二氮对净 GWP 的贡献可忽略不计。草地净 GWP 值低于农田的主要原因在于根系生物量输入的碳显著增加（图2）。
06 结论
在半干旱气候下的农牧交错带中，草地的年二氧化碳通量比农田高出57%，但甲烷吸收量则低36%；而一氧化二氮通量则无显著差异。草地与农田的净 GWP 均为负值。草地的净 GWP 比农田低5倍，这归因于根系生物量带来的更高碳输入。采用梯度法计算得出的年累积温室气体通量随深度增加而递减，温室气体通量的垂直分布与土壤有机碳及根系生物量的垂直分布相一致。在这两种生态系统中，超过65%的温室气体排放源自表层20厘米土层。
文章来源：生态环境视界
(生态修复网)
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