全 文 ：第 19 卷
第 3 期

Vol. 19
No. 3
草
地
学
报
ACTA AGRESTIA SINICA



2011 年
5 月

M ay.

2011
青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及
与环境因子关系研究
魏
达1, 3 , 旭
日1* , 王迎红2,姚檀栋1
( 1. 中国科学院青藏高原研究所, 北京
100085; 2. 中国科学院大气物理研究所, 北京
100029;
3. 中国科学院研究生院, 北京
100049)
摘要: 青藏高原广泛分布着以高寒草甸和高寒草原为主的陆地生态系统。由于高寒草地生态系统异质性较大, 对
高寒草地主要温室气体通量的估算具有较大的不确定性。为研究高寒草原温室气体通量规律及其驱动因子,并为
动态碳-氮耦合模式在高寒生态系统的参数化与检验提供数据支持, 于 2008 年 7- 9月, 使用静态箱-气相色谱法在
位于青藏高原腹地的纳木错高寒草原开展了主要温室气体通量( CO 2 , CH4 , N2O)及环境因子的同步观测。结果表
明:纳木错高寒草原生态系统 CH 4 , N 2O通量和 CO 2 排放分别为: - 0. 047 mg
m- 2
h- 1, 0. 49
g
m- 2
h- 1和
208. 2 mg
m- 2
h- 1 ; 在季节尺度上,土壤温度与 CO 2 排放呈显著正相关,与 N 2O 和 CH4 通量线性关系不显著;
土壤含水量与 CH4 和 N2O 通量呈正相关关系,但与 CO 2 通量无显著相关。在日变化尺度上, 土壤湿度稳定,土壤
温度变化与 N 2O 和 CO 2 通量成正相关,对 CH 4 通量影响不显著。
关键词:高寒草原; 温室气体;环境因子; 纳木错地区;青藏高原
中图分类号: Q948. 1



文献标识码: A




文章编号: 1007-0435( 2011) 03-0412-08
CH4 , N2O and CO2 Fluxes and Correlation with Environmental Factors of
Alpine Steppe Grassland in Nam Co Region of Tibetan Plateau
WEI Da1, 3 , XU Ri1* , WANG Ying-hong2 , YAO T an- dong1
( 1. In st itute of Tib etan Plateau Research, Ch ines e Academy of Sciences, Beij ing 100085, China;
2. In st itute of Atmospheric Physics, C hinese Academy of Sciences, Bei jing 100029, China;
3. Gradu ate Un iversity of Chin ese Academy of Sciences, Beijing 100049, C hina)
Abstract:T he Tibetan Plateau is most ly covered by alpine meadow and alpine steppe. T here w ere great un-
certainties in gr eenhouse gases estimat ions for the alpine grasslands due to heterogeneity o f terrest rial eco-
systems. In order to verify dynamic carbon-nitr ogen model, g reenhouse gases flux es and associated inf lu-
encing factor s w ere invest igated. The seasonal and diurnal variations o f so il CH 4 , N 2O and CO2 f luxes in
an alpine steppe w er e measured using the static chamber and gas chromatog raph method in Nam Co region
of T ibetan Plateau f rom July to September of 2008. T he mean flux rates w er e estimated to be - 0. 047 mg

m- 2
h- 1 , 0. 49
g
m- 2
h- 1 and 208. 2 mg
m- 2
h- 1 fo r CH 4 , N 2O and ecosystem respir at ion, re-
spectively. Ecosy stem r espirat ion rates w ere posit iv ely correlated w ith soil temperature levels, w hereas
there w ere not signif icantly cor related w ith CH 4 and N 2O which are posit ively regulated by so il moisture
variat ion. On the diurnal scale, the var iat ion of temperature w as posit ively correlated w ith N 2O and CO2
flux es, w hereas ther e w as not significant correlat ion w ith CH 4 .
Key words: Alpine steppe; Gr eenhouse gases; Environmental factor s; Nam Co region; T ibetan Plateau


越来越多的证据证明了全球变暖的事实, 而对
温室气体与气候变化的因果关系却未有定论。目
前, CH 4 浓度自工业革命以来上升了 2倍以上, CO2
从 280 ppm上升到 379 ppm, N 2O 从 270 ppb上升
到 319 ppb;而近几十年的器测资料又发现, CH 4 浓
度增加速率逐年减缓[ 1] 。因此, 对大气中温室气体
收稿日期: 2010-10-18;修回日期: 2011- 04-05
基金项目:中国科学院青藏高原研究所前沿领域项目和自然科学基金项目( 40605032) ( 40975096)资助
作者简介:魏达( 1985- ) ,男,河南安阳人,博士研究生,研究方向为高寒生态系统温室气体通量, E-mail: w eida@ itpcas . ac. cn; * 通讯作者
Auth or for correspon dence, E-mail: x u- ri@ itp cas . ac. cn
第 3期 魏达等:青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及与环境因子关系研究
成分趋势变化的理解, 需要对大气化学成分有所贡
献的源和汇进行定量观测。陆地生态系统是温室气
体重要的源和汇,在气候变化情境下的反馈对大气
化学成分起到重要的调节作用。
青藏高原广泛分布着以高寒草甸和高寒草原为
主的陆地生态系统, 约占我国陆地面积的 1/ 4 [ 2]。
由于青藏高原具有特殊的气候、植被和土壤环境, 对
该地区温室气体通量测定将为青藏高原陆地生态系
统源汇估算提供重要的数据基础。到目前为止, 对
高原陆地生态系统温室气体的观测相对较少, 仅有
花石峡湿地 CH 4 通量观测[ 3]、若尔盖湿地 CH 4 通
量观测[ 4]、拉萨农田 CO2 排放观测[ 5] 、海北高寒草
甸温室气体通量观测 [ 6]等。这些观测点大多分布于
青藏高原边缘, 且仅涉及高寒草甸、高寒湿地、农田
等陆地生态系统, 对占高原面积约 1/ 6的高寒草原
的观测较为缺乏。因此, 自 2008年 7月始, 选择位
于青藏高原腹地的纳木错高寒草原开展了主要温室
通量观测工作, 以研究高寒草原温室气体通量规律
及其驱动因子, 并为动态碳-氮耦合模式在高寒生态
系统的参数化与检验提供长期的数据支持[ 7]。
1
研究地区与研究方法
1. 1
研究区概况
研究区位于西藏自治区当雄县纳木错湖东南岸
的中国科学院纳木错多圈层综合观测站( N 30
46

26
, E 90
59
19
, 海拔 4730 m)。该地区处于高原
亚寒带季风半干旱和半湿润气候地区的过渡区, 年
均温 0. 6
, 最冷月( 2 月)达- 16. 7
, 最暖月( 7
月)为 14. 6
;年均降水量 280 mm, 80% ~ 90%的
降水发生在 5- 9月份,且夜雨占 70%以上;平均气
压 571. 2 hPa[ 8]。该地区高寒草甸和草原交错镶
嵌,广泛发育高山草甸土及高山草原土;观测点覆盖
着以紫花针茅( St ip a p ur purea)、羊茅属( F estuca)
和蒿属( A r tem isia)等组成的高寒草原, 平均高度 4
~ 5 cm ,总覆盖度 60%~ 80% , 5- 9月为生长季[ 9]。
2008年纳木错高寒草原土壤温度、土壤水分和降水
状况如图 1所示。
1. 2
试验设计
采用静态箱和气相色谱法进行测定。选择均匀
的样地设置3个 50 cm
50 cm 的样方,呈
品
字形
分布,各相距约 7 m。静态箱为不锈钢暗箱( 50 cm

50 cm
50 cm ) ,外层覆盖泡沫保温材料, 内置 2
个蓄电池驱动的风扇。2008年 7 月 3 日将底座置
入土壤 5 cm。从 7月 6日, 每周连续 2 天采样 (北
京时间 10: 00- 11: 00 AM ) , 直至 9月底生长季结
束,以获取季节通量规律; 8月 1- 2 日和 9 月 24-
25日分别进行日变化观测, 采样频率为 2~ 3 h 一
次。采样时,使用医用注射器在箱子密闭后 0, 10,
20和 30 m in分别抽取 400 mL 空气、使用 1 L 气体
软包装袋保存、发送至位于北京的实验室进行气相
色谱测定( HP Series 5890D II, Hew let t Packard,
U SA)。由于观测点较为偏远, 空气样品从采集到
测定约需 1周[ 10]。
图 1
纳木错高寒草原 2008 年 7- 9 月份
土壤温度、湿度和日降水量
F ig . 1
So il temperature, so il mo isture and daily ra infa ll
in the alpine steppe g rassland in Nam Co region
1. 3
数据处理与统计分析
经气相色谱测定后,根据以下公式计算温室气
体通量: Fi=
i V
A
P
P o
T o
T
dC i
dt
其中: F 为气体通量,通量为正则说明土壤排放
该气体,为负则为吸收; CO2 通量指的是生态系统
暗呼吸; i= 1, 2, 3, 分别代表 CH 4 , N 2O 和CO 2 ;
i 为
标准状况下的气体密度; P 代表测定时的大气压, P o
为标准大气压; T 为测定时的空气温度, T o 为标准
413
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状况温度; dC i / dt 为气体浓度随时间变化率。土壤
温度为采样时同步测定, 土壤湿度降水和大气压等
资料采用自动气象站观测,距通量观测点约 10 m。
使用 Pearson分析温室气体与环境因子的相关
关系,显著性水平为 95%。文中所有统计分析均在
SPSS 16. 0中完成,图表使用 Origin 8. 0绘制。
2
结果与分析
2. 1
CH4 通量
2. 1. 1
CH 4 季节通量规律
CH4 由甲烷菌产生,主要发生在厌氧环境,在有
氧环境下,大气中 CH 4 扩散进入土壤深层被甲烷氧
化菌氧化吸收, CH4 通量取决于产生量与吸收量的平
衡[ 11] 。观测结果表明,高寒草原 CH 4 通量季节规律
不明显 (图 2-a) , 7 - 9 月平均通量为 - 0. 0471
mg
m- 2
h- 1。以 8月15日吸收量最大( - 0. 119
mg
m- 2
h- 1 ) , 8月 16日排放最高( 0. 0481 mg

m- 2
h- 1 )。8月 15 日取样后至次日采样前, 发生
较强降水( 14. 8 mm ) , 土壤湿度从之前的 7% 上升
到 12% (图 1)。较强的瞬时降水从 2个方面影响了
CH 4 通量: 一是降水造成土壤通透性降低, 抑制了
CH 4 从大气到土壤深层的传播,限制了甲烷氧化菌
的氧化能力;二是降水为甲烷产生菌提供了有利的
厌氧环境,从而促进了 CH4 生成。甲烷氧化能力的
削弱和 CH 4 产生能力的增强, 共同造成了 8 月 16
日较高的 CH 4 排放 [ 12~ 14]。


分析 CH 4 季节通量变化与土壤温度 5 cm 关系
发现,土壤温度在季节尺度上与 CH 4 通量变化无显
著线性相关(图 3-a) ; 而 CH 4 通量与土壤湿度存在
较弱的线性关系(图 3-b) , 即土壤湿度较高时 CH 4
趋于排放,反之吸收更强。
2. 1. 2
CH 4 通量日变化
在 8月 1- 2日和 9月 24- 25日进行了全天通
量测定,测定时间间隔为 2~ 3 h。2 次日变化存在
以下特点: 一是通量变化规律不明显, 但 9 月份
CH 4 氧化吸收能力比 8 月份更强, 平均吸收能力是
8月份的 4倍;二是天亮之前出现通量降低,可能是
由于温度较低导致微生物活性不高、植被气孔关闭,
CH 4 传导阻力增加引起的;三是 8月 1 日 10: 00-
12: 00吸收能力相对 07: 00 降低, 尽管此时段温度
高于 07: 00, 但天气突变为零星小雨, 推测是由于辐
射的突然降低引起了 CH 4 吸收的锐减;即光照强度
主导了植被气孔的开关, 从而对 CH 4 在大气和土壤
之间的传导产生影响[ 13] 。
图 2
2009年纳木错高寒草原甲烷、
氧化亚氮通量和二氧化碳排放
Fig. 2
CH 4, N 2O fluxes and CO 2 emission in the
alpine steppe g rassland in Nam Co region, 2009


在日变化尺度中, 土壤水分较为稳定(图4-a,图
4-e) ;尽管温度最高的时段出现了 CH 4 排放, 统计
分析显示, CH 4 通量与土壤温度变化相关关系不显
著(表 1)。综上所述, 季节时间尺度下, 对 CH 4 产
生和吸收过程起控制作用的主要是土壤水分;日变
化尺度下,土壤温度变化对 CH 4 吸收无显著影响。
2. 2
N2O通量
2. 2. 1
N 2O季节通量特征
N 2O 是由有氧硝化和厌氧的反硝化过程产生
的,土壤湿度决定的氧分压控制着硝化和反硝化过
程的存在状况,自然界土壤是硝化和反硝化的嵌套
体。观测中 N 2O 通量是硝化和反硝化产生量的总
和,这 2个过程对水分和温度条件敏感,尤其是反硝
化过程[ 14] 。
观测期内 N 2O通量变异剧烈,季节变化范围为
- 4. 79~ 5. 48
g
m- 2
h- 1 , 7- 9月平均通量为
0. 49
g
m - 2
h- 1。7 月份排放量较高, 8- 9月
较少(图 2-b)。吸收最大值出现在 7月 25日,排放
最大值为 7月 27 日。7月 25 日和 27日的温度条
414
第 3期 魏达等:青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及与环境因子关系研究
件接近,地下 5 cm 温度分别为 10. 0
和 10. 9
; 但
7月 26日发生了一次较大降水, 25- 27日累计降水
达 34. 8 mm, 约占全年降水的 10%以上(图 1-c)。
大量降水在较短时间内降低了土壤氧气含量,以反
硝化过程为主的 N 2O 产生过程迅速增强。
图 3
温室气体季节通量与土壤温度和湿度相关分析
F ig . 3
Co rr elations o f seasonal fluxes o f gr eenhouse gases and so il par ameters


Smith[ 15] 指出 N 2O 通量与温度存在指数关系,
本次观测分析发现, N 2O 通量与温度的线性关系不
显著(图 3-c) , 有待长期观测来揭示温度对 N 2O 通
量的驱动机理。N 2O 通量与土壤湿度相关性较高
(图 3-d)。产生 N 2O的硝化过程和反硝化过程均对
土壤水分敏感 [ 16] , 由于纳木错土壤湿度较低, 且大
部分 N 2O 发生在干旱条件下, 推测纳木错 N 2O 产
生以硝化过程为主。
2. 2. 2
N 2O通量日变化
8月 1- 2 日平均通量为 0. 697
g
m- 2

h- 1 ,是 N 2O的源; N 2O 通量变化呈单峰特征, 最大
排放出现在 18: 00, 最大吸收出现在 07: 00, 通量范
围为: - 2. 48~ 3. 72
g
m- 2
h- 1 (图 4-c) ; 通量
与土壤温度之间线性关系显著(表 1)。9月 24- 25
日平均通量- 0. 89
g
m- 2
h- 1 ,是 N 2O的汇; 通
量范围为- 3. 06 ~ 0. 88
g
m- 2
h- 1 , 9: 00 和
16: 00分别出现排放峰, 22: 00 的排放最低(图 4-
g) ; N2O通量与土壤温度有较弱线性关系(表 1)。
综合 2次日变化观测中 N 2O 通量与温度的关系, 说
明土壤湿度稳定的情况下,土壤温度对 N2O通量有
较强影响,但在不同季节表现各异。
综上所述, 在季节尺度下, 以硝化过程为主的
N 2O 排放与土壤湿度相关关系显著;在日变化尺度
下,土壤湿度稳定时, N 2O 排放受土壤温度条件
影响。
2. 3
CO2 排放
2. 3. 1
CO2 排放季节规律
CO 2排放包括根系呼吸和微生物呼吸 2部分,
本次观测对地表植被未作处理, 因此包括植被地上
部呼吸、根系呼吸、土壤微生物呼吸 3 部分。7- 9
月份生态系统 CO 2 排放均值为 208. 2 mg
m- 2

h- 1。CO 2 排放有明显的季节特征, 即:从 7月 6日
开始上升,在 7月 27日达到最高,之后开始降低,一
直持续到 9月 24日采样结束(图 2-c)。植物营养生
长最旺盛的阶段 CO 2排放量较多, 而进入生殖生长
阶段后逐渐开始减少, 说明植物体本身在该阶段对
CO 2排放贡献明显。
CO 2排放量与地下 5 cm 土壤温度线性关系显
著(图 3-d) , 说明温度对植被和微生物呼吸影响显
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著。土壤湿度和瞬时降水在不同阶段对 CO 2 排放
有不同影响,如 7月 6日- 8月 9日之间 CO 2 排放
水平与地下 5 cm 土壤湿度趋势较一致;而 8月 9日
之后到 9月 15日二者趋势差异很大(图 1-b和图 2-
c)。以上现象可能与降水季节分布不均及植物对水
分利用的需求不同而致, 8月 9日之前降水较少, 10
次测定中 3 mm 以上的仅为 2次, 瞬时降水平均为
1. 36 mm,地下 5 cm 土壤湿度平均 9. 2%, 但植被
处于营养生长阶段需水较多,土壤湿度对植物生长
及微生物活动构成限制; 8月 10 日- 9月 15 日, 8
次观测日内超过 3 mm 的达到 6次,平均 5. 63 mm,
地下 5 cm 土壤湿度平均 12. 6 % (图 1-b) , 降水偏
多,而植被处于生殖生长阶段需水较少,土壤湿度对
CO 2排放影响不明显。
图 4
土壤温度、湿度和温室气体通量日变化与环境因子日变化( a~ d为 8 月 1- 2日, e~ h为 9月 24- 25 日)
Fig . 4
Diurnal var iations of so il t emperatur e, soil moist ur e and gr eenhouse gas flux es
( a~ d in 1st- 2nd Aug. , e~ h in 24th- 25th Sep. )
表 1
CH4 , N2O和 CO2 通量日变化规律与土壤温度统计关系
T able 1
Statist ical cor relation o f diurnal var iations of CH 4 , N 2O and CO 2 flux es to so il temperature
测定日期 T ime CH4 N 2O CO 2
土壤温度 8月 1- 2日 r= 0. 14, P = 0. 66; r = 0. 9, P< 0. 05 r= 0. 97, P < 0. 05
S oil temperature 9月 24- 25日 r= 0. 32, P = 0. 33 r = 0. 31, P= 0. 35 r= 0. 66, P < 0. 05
2. 3. 2
CO 2 排放日变化
8月 1- 2日和9月 24- 25日的观测表明, CO 2
排放日变化规律明显, 呈现以凌晨( 03: 00- 07: 00)
为最低点、午后( 14: 00- 16: 00)为高峰的典型规律。
进一步分析 CO2 排放与温度的关系发现,二者线性
关系显著(表 1)。这表明在日变化尺度下土壤湿度
稳定,更凸显了温度的影响效应。
3
讨论
3. 1
环境因子对温室气体的驱动作用
3. 1. 1
土壤湿度
416
第 3期 魏达等:青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及与环境因子关系研究
CH 4 和 N 2O的排放或吸收, 是地下微生物活
动的结果。在土壤基本性质稳定的条件下(包括有
机碳、C/ N、pH 值、孔隙比等) , 微生物活动对土壤
湿度和温度较为敏感[ 16]。甲烷菌和甲烷氧化菌适
宜生存的土壤湿度条件, 随气候、土壤、生态系统等
条件而变化 [ 11, 12] 。观测点土壤含水量较低 (约为
8%~ 12%) , 较强的 CH 4 氧化也发生在这个范围,
说明甲烷氧化菌具有对干旱环境的适应能力。土壤
水分变化影响着高寒草原 CH 4 通量,这与风火山高
寒草甸等地的观测结果一致 [ 17, 18]。模型研究中(如
DNDC 模型[ 16] )通常也采用土壤湿度作为模拟 CH 4
通量的主要驱动因子之一。
土壤湿度导致的氧分压状况控制着硝化和反硝
化过程[ 14] ,降水导致的土壤湿度急剧增加使土壤中
厌氧环境增加, 为反硝化过程创造了条件 [ 15] ; 同时,
由于纳木错高寒草原土壤湿度含量本身较低, 土壤
干旱得到暂时缓解也使硝化菌活性增强, 并促进
N 2O排放。杜睿等[ 19] 研究内蒙古典型草原野外观
测和室内模拟实验均表明,土壤含水量与 N 2O通量
呈显著正相关; M aag[ 20] 发现在 100%持水量时土壤
具有最高的 N 2O 排放, 而 40%持水量时仅为最高
通量的 1/ 3。本研究表明, 在纳木错高寒草原土壤
湿度也是影响 N 2O 通量的重要因素。总之,土壤湿
度是驱动 CH 4 和 N 2O痕量气体通量的重要环境因
子。通过对近几十年气候资料分析和植被状况调查
发现[ 21] ,青藏高原大部分地区有降水增加趋势, 这
可能将削弱高寒草原土壤 CH 4 的吸收并促进 N 2O
排放,从而对气候变化形成正反馈。
3. 1. 2
土壤温度
生态系统 CO 2排放主要受制于温度条件, 在气
候寒冷的青藏高原尤其如此。在未达到微生物最适
温度之前,土壤温度升高会引起微生物活性增强, 并
引起代谢产生的 CO 2 增加,这在青藏高原各个生态
系统观测中均有所体现, 如风火山高寒草甸和沼泽
草甸 [ 17]、海北高寒草甸和高寒湿地 [ 22]、若尔盖湿
地[ 23] , 均发现土壤温度与 CO 2 通量呈线性或指数关
系。在本观测中,不管是季节尺度还是日变化尺度
均表明 CO2 排放与土壤温度呈显著线性关系。
土壤温度作为生态系统驱动要素之一, 对 CH 4
和 N 2O通量的影响同样极为重要。高寒草甸 [ 17]、
沼泽草甸[ 17] 、高寒湿地 [ 23]等长期观测均证明了土壤
温度对 CH 4 的驱动作用; 同样, 对海北高寒草甸的
观测发现 N 2O 通量与土壤温度呈指数关系[ 24] ; 三
江平原沼泽地发现 CH 4 和 N 2O 通量季节变化与日
变化均与土壤温度呈显著正相关; M aag [ 20] 通过培
养实验发现只有在 20
的温度条件下,才能使 N 2O
排放速率达到最高。高寒草原受温度限制较大, 推
测高寒草原 CH4 和 N 2O 通量可能对温度条件敏
感。但由于本次观测仅持续 2 个月, 均为上午 10:
00- 11: 00时进行, 土壤温度跨度较小 ( 6~ 11
) ,
未发现 CH 4 和 N 2O季节通量与土壤温度有明显关
系;仅在日变化温度跨度较大时( 5~ 17
)发现了温
度对 N 2O通量的显著影响。
综上所述,生态系统是复杂系统,植物和微生物
受多种环境因子影响, 如瞬时降水[ 17]、太阳辐射[ 14] ,
以及温度对痕量气体的驱动。本次研究仅仅探讨了
土壤温度和湿度这 2个因子对温室气体的影响, 复
杂系统温室气体通量驱动机理的揭示需进行长期观
测研究实现。
3. 2
各类生态系统温室气体通量对比
青藏高原及其他典型生态系统温室气体通量如
表 2所示。CH 4 吸收和排放存在以下规律: 一是生
态系统旱生和湿生条件决定了对 CH 4 吸收和排放
的性质,淹水的若尔盖湿地和西伯利亚冻原是 CH 4
的源, 旱生的高寒草甸、高寒草原、针叶林地均是
CH 4 的汇。二是按年均温排序,贡嘎山> 锡林郭勒
> 纳木错> 海北> 黄河源区,而 CH 4 吸收通量具有
类似规律,出现贡嘎山> 纳木错> 锡林郭勒> 海北
> 黄河源区, CH 4 吸收通量随年均温升高而升高;
Curry[ 37]对全球陆地生态系统 CH 4 吸收模拟同样
表明,随着亚热带森林、温带森林、北方林、冻原等热
量条件降低, CH4 吸收能力逐渐减弱。三是同处于
季节淹水或永久淹水条件下的湿地系统, 有机碳含
量和温度条件对其 CH 4 排放影响较大,如三江沼泽
湿地比若尔盖地区有机碳含量高且温度条件较好,
CH 4 排放通量是后者的 3倍; 三江沼泽湿地与西伯
利亚冻原土壤有机碳含量接近, 但由于前者气温较
高, CH 4排放量为后者的 8倍。
对比各类生态系统 N2O排放通量发现: 森林生
态系统由于温度较高, 适宜微生物生存, N 2O 排放
普遍高于高寒草地及湿地; 湿地生态系统 N 2O 通量
有随温度升高而升高的规律,但草地生态系统不明
显;纳木错高寒草原 N 2O 通量比其他地区较低, 可
能与纳木错地区降水少且太阳辐射强烈有关


潜
在蒸发较大造成土壤湿度状况变化较快, 并由此带
来 N 2O 吸收和排放共存, N 2O 吸收和排放交替出
现(通量范围为- 7. 56~ 5. 48
g
m - 2
h- 1 ) , 造
成纳木错高寒草原 N 2O通量较低。
417
草
地
学
报 第 19卷
表 2
青藏高原高寒草原与其他生态系统主要温室气体通量的对比
Table 2
Comparison of so il CH 4 , N 2O and CO 2 flux es o f T ibetan Plat eau alpine steppe w ith other eco sy stems
地点
L ocat ion
植被覆盖
Veget ation
CH 4通量
CH4 flux
N2O 通量
N2O flux
CO2排放
CO2 em ission
含水量
SM
有机碳
SOC
年均温
MAT
年降水
M AP
mg
m- 2
h- 1
g
m- 2
h- 1 mg
m- 2
h- 1 V/V% %
mm
纳木错 Nam Co 高寒草原 Alpine steppe - 0. 047 0. 487 208. 2 20 N A 0. 0 280
海北 Haibei 高寒草甸 Alpine meadow - 0. 037[ 6] 30. 2
2. 8[ 24] 240
60. 0[ 22] 38 3. 3 - 1. 7 580
黄河源区 Headwater of Yellow River 高寒草甸 Alpine meadow - 0. 028[ 25] NA 460. 4[ 25] 18 N A - 3. 9 528
锡林郭勒 Xilinguole 温带草原 T emperate steppe - 0. 040
0. 008[ 26] 13. 0
9. 4[ 26] 116. 4
51. 4 [27] NA 1. 85 2. 0 350
贡嘎山 Mountain Gongga 针叶林 Conif erous forest - 0. 079
0. 07 [28] 51. 21
41. 68[28] 1000
599[ 29] NA 2. 0 4. 0 1950
若尔盖 Zoige 高寒湿地 Alpine wetland 3. 690
0. 8[ 23] 10. 0 [30] 200. 4[ 31] 淹水 5. 8 0. 0 700
三江平原 Sanjiang P lain 沼泽湿地 Swamp we tland 11. 1 [32] 40. 06[ 32] 548. 04[ 33] 淹水 10. 2 1. 8 580
西伯利亚 Siberia 冻原 Arctic t undra 1. 25 [34] 1. 83~ 18. 5[ 35] 158~ 179 [36] 淹水 10. 2 - 11. 0
300


同样,水热条件也决定了生态系统 CO 2 排放水
平:森林生态系统(贡嘎山针叶林地)具有最高的年
均温度,其 CO 2 排放也居各类生态系统之首; 尽管
湿地系统土壤有机碳含量较高, 但由于低温条件的
限制,以 CO2 形式排放的并不高;但湿地生态系统
CO 2 排放量具有随年均温升高而升高的趋势。纳
木错高寒草原生态系统 CO2 排放与青藏高原其他
观测点相比均较低, 可能与降水少、温度较低及植被
覆盖度低有关[ 9] 。
3. 3
青藏高原高寒草原温室气体通量估算
纳木错高寒草原 CH 4 吸收、N 2O 排放、CO2 排
放量均较低, 但青藏高原高寒草原面积达 42. 6

104 km2 ,约占青藏高原总面积的 1/ 6 [ 2]。7- 9月观
测数据表明,在假定生长季节通量( 150 d)与纳木错
高寒草原相当的条件下, 非生长季节通量是生长季
节的 25% [ 38] , 进行简单外推得到青藏高原高寒草原
CH 4 吸收总量为 0. 09 Tg
a- 1 ,约占青藏高原湿地
CH 4 排放量 ( 0. 56 T g
a- 1 )的 1/ 6 [ 39] ; 高寒草原
N 2O排放能力较低,青藏高原高寒草原排放总量为
0. 001 T g
a- 1 ( 1022 T
a- 1 ) ; 高寒草原 CO 2 排放
总量为 399 Tg
a- 1。尽管 CH 4 和 N 2O 增温潜力
较大,由于二者通量水平较低, CO2 仍是高寒草原
最重要的温室气体。
由于高原地理跨度大, 各地高寒草原空间差异
较大,使用简单外推法存在极大不确定性;同时, 7-
9月份观测数据可能高估了温室气体的通量。该生
态系统气体通量观测将长期进行下去, 为评估高寒
草原温室气体源汇强度提供详实的数据基础。
4
结论
纳木错高寒草原生态系统是 CH4 的汇( - 0. 047
mg
m- 2
h- 1 ) , N 2O 排放以硝化过程为主 ( 0. 49

g
m- 2
h- 1 ) , 生态系统 CO 2 呼吸强度为 208. 2
mg
m - 2
h- 1。由于纳木错地区年均温较低、降
水较少且蒸发强烈, 土壤温度和水分是限制高寒草
原温室气体通量的关键因子,但在不同的时间尺度
上,影响温室气体的主要因素存在明显差异。在季
节尺度上, 土壤湿度与 CH 4 和 N 2O 通量呈正相关
关系, CO 2 排放与温度变化存在正相关关系; 在日
变化尺度上, 土壤温度升高能够促进 N 2O 和 CO2
排放,而对 CH 4通量影响不显著。使用简单外推法
发现,高寒草原土壤 CO2 排放总量达 399 T g
a- 1 ,
是最重要的温室气体; 同时,研究发现简单外推法可
能高估高寒草原温室气体通量, 温室气体源汇强度
估算和驱动机理揭示还需进行长期观测。
参考文献
[ 1]
Solomon S , Qin D H , Manning M , et al . Climate Change
2007: Th e physical science b asi s. C ont rib ut ion of w orkin g
group I to the fou rth assessm ent report of the in tergovernmen-
tal panel on clim ate ch ange [ R] . Cambridge: Camb ridge Un-i
versi ty Pres s, 2007. 996
[ 2]
孙鸿烈.青藏高原形成演化与发展[ M ] . 广州:广东科技出版
社, 1998. 2-10
[ 3]
金会军,程国栋,徐柏青,等.青藏高原花石峡冻土站高寒湿地
CH 4 排放研究[ J] .冰川冻土, 1998, 20( 2) : 45-47
[ 4]
王德宣,宋长春,王毅勇,等.若尔盖高原沼泽湿地与草地二氧
化碳通量的比较[ J] .应用生态学报, 2008, 19( 2) : 285-289
[ 5]
Shi P L, Zhan g X Z, Zhong Z M, et al . Diu rnal and seas onal
variabil ity of soil CO2 eff lux in a cropland ecos ystem on the T-i
betan Plateau [ J] . Agricultural and Forest Meteorology, 2006,
137: 220-233
[ 6]
Wang S P, Yan g X X, Lin X W, et al . Meth ane em ission b y
plant communit ies in an alpine meadow on the Qingha-i Tib etan
Plateau : a n ew experimental s tu dy of alpine m eadow s and oat
pasture [ J] . Biology L et ters, 2009, 5: 535-538
[ 7]
Xu-Ri, Prent ice I C. Terrest rial nit rogen cycle s imulat ion with
a dynamic global vegetation m odel [ J] . Global Change Biolo-
gy, 2008, 14: 1745-1764
418
第 3期 魏达等:青藏高原纳木错高寒草原温室气体通量及与环境因子关系研究
[ 8]
游庆龙,康世昌,李潮流.青藏高原纳木错气象要素变化特征
[ J ] .气象, 2007, 33( 3) : 54-60
[ 9]
吕新苗,康世昌,朱立平,等.西藏纳木错植物物候及其对气候
的响应[ J ] .山地学报, 2009, 27( 6) : 648- 654
[ 10] 王跃思,刘广仁,王迎红.一台气相色谱仪同时测定陆地生态系
统 CO 2、CH4 和 N 2O 排放 [ J ] . 环境工程学报, 2003, 4( 10) :
84-90
[ 11] Smith K A, Ball T , Con en F, et al . Ex change of greenhouse
gases betw een soil an d atm osphere: interact ion of s oil ph ysical
factors and biological process es [ J] . Eur opean Journal of Soil
S cien ce, 2003, 54: 779-791
[ 12] M osier A R, Delgado J A, Coch ran V L, et al . Im pact of agr-i
cu lture on soil consumpt ion of atm ospheric CH 4 and a compar-i
s on of CH 4 and N 2O flux in subarct ic, t em perate and t ropical
grass lan ds [ J] . Nut rient Cyclin g in Agroecosystems, 2004, 49:
71-83
[ 13] Wan g Z P, H an X G. Diu rnal variat ion in methane em issions in
r elat ion to plan ts and environmen tal variab les in the Mongolia
m arshes [ J ] . Atmosp heric En vi ronmen t, 2005, 39: 6295- 6305
[ 14] Li C S, Mosier A, Wassmann R. M od eling greenh ou se gas e-
missions f rom rice-b ased product ion systems: Sensit ivity and
upscaling [ J ] . Global Biog eoch emical Cy cles, 2004, 18: GB1043
[ 15] Smith K A. T he potent ial for feedback effect s indu ced b y glob-
al warmin g on emission of n itr ou s oxide by s oil s [ J ] . Global
C hang e Biology, 1997, 3: 327-338
[ 16] Li C S, Frolking S, Frolking T D. A model of nit rous oxide e-
volut ion f rom soil driven by rainfall even ts : 1. Model st ructu re
and sen sit ivity[ J ] . Journal of Geophy sical Research, 1992, 97:
9759-9776
[ 17] 王俊峰,王根绪,吴青柏.沼泽与高寒草甸退化对 CH 4 和 CO 2
通量的影响[ J] .中国环境科学, 2009, 29( 5) : 474-480
[ 18] C hen H , Wu N, Gao Y S , et al . Spat ial variat ions on methan e
emis sions fr om Zoige alpine w etland s of Southw est China[ J] .
S cien ce of the T otal En vir onment , 2009, 407: 1097- 1104
[ 19] 杜睿,陈冠雄,吕达仁,等.温度和水分对草甸草原土壤氧化亚
氮产生速率的调控[ J] .环境研究, 1997, 2( 3) : 273-279
[ 20] M aag M, Vinther F P. Nit rous ox ide emission b y n it rificat ion
and denit rif icat ion in dif feren t soil t ypes and at diff erent soil
m oisture contents an d temp eratu res [ J ] . A pplied Soil Ecolo-
gy, 1996, 4( 1) : 5- 14
[ 21] 梁四海,陈江,金晓媚,等.近 21年青藏高原植被覆盖变化规律
[ J ] .地球科学进展, 2007, 22( 1) : 33- 40
[ 22] Zhang F W , Liu A H, Li Y N, et al . CO 2 f lux in alpine w et-
land ecosystem on th e Qingha-i Tibetan Plateau, China [ J ] .
A cta Ecologica Sinica, 2008, 28( 2) : 453-462
[ 23] 王德宣,吕宪国,丁维新,等.若尔盖高原沼泽湿地CH 4 排放研
究[ J ] .球科学进展, 2005, 17( 6) : 877- 880
[ 24] Du Y G, Cui Y G, Xu X L, et al . Nit r ou s oxide emiss ions
f rom tw o alpin e meadow s in th e Qingha-i T ibetan Plateau [ J ] .
Plan t and S oil, 2008, 311: 245-254
[ 25] 孔郑.黄河源区"黑土型"退化高寒草地 CO 2、CH4 排放特征研
究[ D] .兰州:甘肃农业大学, 2007. 33-35
[ 26] 杜睿,吕达仁,王庚辰.内蒙古草甸草原 CH 4 和 N 2O 排放通量
的时间变异[ J] .自然科学进展, 2005, 15( 3) : 313- 320
[ 27] 杜睿,吕达仁,王庚辰.天然温带草地 CO2 通量排放规律研究
[ J] .自然科学进展, 2005, 15( 10) : 1223-1229
[ 28] Dong Y S , Qi Y C, Luo J, e t al . Experimental study on N 2O
and CH 4 flu xes f rom the dark coniferous forest z on e s oil of the
Gongga Mountain, Ch ina [ J ] . S cien ce in C hina ( S eries D) ,
2003, 46( 3) : 285-295
[ 29] 刘允芬,欧阳华,曹广民,等.青藏高原东部生态系统土壤碳排
放[ J] .自然资源学报, 2001, 16( 2) : 152-160
[ 30] 王德宣,宋长春,王跃思,等.若尔盖高原沼泽湿地 N 2O 排放通
量研究[ J] .生态科学, 2005, 24( 3) : 193-196
[ 31] 王德宣,宋长春,王跃思. 若尔盖高原泥炭沼泽湿地 CO2 呼吸
通量特征[ J] .生态环境, 2005, 14( 6) : 880-883
[ 32] 杨继松,刘景双,王金达,等. 三江平原生长季沼泽湿地 CH 4、
N 2O 排放及其影响因素 [ J] .植物生态学报, 2006, 30( 3 ) : 432-
440
[ 33] Song C C , Yan B X, Wang Y S, et al . CO 2 an d CH 4 flu xes
an d their corr elat ion w ith en vi ronmen tal factors in San jian g
Plain Wet land [ J ] . Chinese S cien ce Bullet in, 2003, 48 ( 24 ) :
2473-2477
[ 34] H eyer J , Berger U, Kuzin I L. Methane emis sion f rom differ-
ent ecosystem st ru ctures of the subarct ic tu ndra in Western S-i
beria during m idsumm er and during the thawin g period [ J ] .
T ELLUS, 2002, 54( B) : 231- 249
[ 35] T akakai F, Desyatkin A R, Larry Lopez C M . CH 4 and N 2O
em issions f rom a for est- alas ecosystem in the permaf rost taiga
forest region, eastern Siberia, Russia [ J ] . Journal of Geo-
physical Research, 2007, 113: G02002
[ 36] Somm erkorn M , Bolter M , Kappen L. Carbon dioxide flu xes
of soil s and moss es in w et tundra of T aim yr Penin sula, S iber-i
a: cont rolling factors and cont rib ut ion to net s ystem flu xes
[ J] . Polar Resear ch, 1999, 18: 253-260
[ 37] Curry C L. Modeling the soil consumpt ion of atmosph eric
methan e at the global scale [ J ] . Global Biogeochemical Cy-
cles, 2007, 21: GB4012
[ 38] Wang G X, Ch eng G D, Sh en Y P, et a l . S oil organic carb on
pool of grasslands on th e t ibetan plateau and it s global impl ica-
t ion [ J ] . Journal of Glaciology and Geocryology, 2002, 21( 6) :
693-700
[ 39] Din g W X, Cai Z C. Methane emis sion f rom natural w et lands
in China: Summ ary of years 1995-2004 studies [ J ] . Pedo-
sphere, 2007, 17( 4) : 475-486
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李美娟)
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