高寒灌叢土壤溫室氣體釋放對添加不同形態氮素的響應

馬鋼，王平，王冬雪，徐世權

（1.甘肅農業大學資源與環境學院，甘肅 蘭州730070；2.中國科學院成都山地災害與環境研究所，四川 成都610041）

隨著工業的發展，人類向大氣中排放的含氮物質越來越多，導致大氣氮沉降不斷增加。通過長期氮沉降輸入生態系統的氮素會改變土壤的碳氮比以及土壤理化環境，從而影響到土壤微生物群落結構組成以及土壤微生物活性，進而影響到生態系統土壤呼吸［1－3］。有研究指出，全球每年沉降到陸地的活性氮有43.7Tg N／a［4］，人工施肥也導致各生態系統氮素輸入量增加，這些已經對生態系統造成了不同程度的影響［5］。世界三大氮沉降集中區是中國、美國和歐洲，中國作為三大氮沉降集中區之一，氮沉降現象越來越嚴重，氮的排放量已由1961年的1.4×1010kg／a，升至2000年的6.8×1010kg／a，預計2030年活性氮排放量將達到1.05×1011kg／a［6］。當前，氮素輸入引起的土壤碳氮生物地球循環的改變已受到廣泛關注，國內外學者也相繼展開了一系列有關氮沉降對土壤影響的研究［7－10］，在這些研究中，氮沉降與土壤CO2、CH4和N2O等溫室氣體排放的關系研究是一項重要的主題，而且認識到氮沉降對不同生態系統溫室氣體釋放的影響不同，有促進［11］、抑制［12］和無變化［13］等響應方式，因此還需要深入研究氮素輸入對土壤呼吸的影響。我國有關氮沉降對土壤溫室氣體排放的研究開始較晚，目前研究對象主要集中在農田，森林和溫帶草原生態系統土壤上［14－16］，而氮沉降對青藏高原高寒生態系統土壤溫室氣體釋放影響的研究還比較薄弱。

陸地生態系統是全球碳循環重要組成部分，在全球碳收支平衡中占有主導地位，是預測氣候變化的基礎［17］。而青藏高原是世界上面積最大的高海拔陸地，高寒草地是其獨特的植被類型，因其土壤碳儲量較高，而且對氣候變化敏感，在亞洲甚至全球氣候變化中有著重要作用，是對全球變化最為敏感的地區之一［18］。青藏高原廣泛分布著高寒草甸，高寒草原和高寒灌叢等高寒草地生態系統類型，其土壤是一個巨大的碳氮庫，在區域乃至全球碳氮循環中有著重要的作用［19］。同時，由于高寒草地生態系統比較脆弱，其碳循環極易受到人類活動的干擾，并隨著氣候的變化而產生相應變化［20］。有研究表明，青藏高原東緣目前的氮沉降速度為8.7～13.8kg／（hm2·a）［21］，已經對高寒草地生態系統產生了明顯的影響。并且由于大氣沉降加劇和其他人為活動，青藏高原正在經歷氮素輸入增加的影響，在未來幾十年中氮素輸入將呈現不斷增加的趨勢［22］。由此可見，未來高寒生態系統氮素輸入對其碳氮循環可能產生顯著影響，而認識和揭示高寒生態系統土壤溫室氣體對氮素添加的響應可以更好地預測全球變化條件下高寒生態系統土壤碳氮通量和存儲量的變化。然而，目前有關氮素輸入對高寒生態系統土壤呼吸的影響主要集中在高寒草甸和高寒草原上［23－25］，且主要研究單一氮源（如NH4＋）對土壤溫室氣體的排放的影響，截至目前，鮮有針對氮素輸入對高寒灌叢生態系統土壤影響的報道。本文針對目前外源氮素輸入對青藏高原高寒灌叢土壤影響研究不足的現狀，對比分析了高寒灌叢土壤溫室氣體對不同形態氮素輸入的響應差異，以期為全球變化背景下高寒生態系統土壤碳氮循環管理和評價提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究地點位于四川省西北部，距離成都市約400km的青藏高原東部的若爾蓋高原－紅原縣（33°54′N，102°36′E），東南部地勢較高，西北部地勢較低，研究區是一個相當平坦的寬谷景觀，周圍被高度50～150m的小山丘環繞，主要地貌類型為淺丘山地和丘間低地。當地海拔3500m以上，是嚴格的大陸性高原氣候，日溫差較大。年平均降水量752mm，5－9月占到全年降水量的86%左右，年均蒸發量1263mm，年平均濕度60%～70%，年均日照時間2159h，年均太陽輻射6194mJ／m2。年平均氣溫1.1℃，沒有絕對無霜期。月平均氣溫最高的月份是7月，最高月平均氣溫約10.9℃；月平均氣溫最低的月份是1月，最低月平均氣溫約為－10.3℃。

試驗樣地植被為金露梅（Potentillafruticosa）高寒灌叢。植被蓋度為60%～75%，金露梅灌叢高50～70 cm，叢間草本優勢植物種為紫羊茅（Festucarubra）、矮嵩草（Kobresiahumilis）和垂穗披堿草（Elymsnutans）。土壤為暗沃寒凍雛形土，土層發育年輕，有機質含量高，其土壤基本性狀見表1。

表1 研究區高寒灌叢土壤理化性質Table 1 Chemical and physical properties of the soils studied（alpine shrub）

1.2 樣品采集和處理

2012年，選擇典型的高寒灌叢生態系統，隨機設置10m×10m樣方5個，在每個樣方內，用直徑為5cm的土鉆隨機采集0～15cm表層土壤，每個樣方取5～10個樣點，每個樣方土壤樣品混合作為一個復合樣品，得到20個復合土壤樣品。采集土樣前，用剪刀齊地面剪除植物地上部分，采集的土壤樣品在室溫下風干并剔除土樣中殘留的根茬等，然后過2mm篩，過篩后的土樣充分混勻，儲存在4℃下備用。

1.3 樣品實驗室培養

使用275mL玻璃廣口瓶進行培養，廣口瓶的橡膠塞上接三通閥。培養實驗設置3個氮素添加處理和1個對照。3個添加處理的試劑分別為：NH4Cl，NH4NO3，KNO3，添加量為0.1g N／kg干土，對照即不做任何添加處理，每個處理設5個重復。培養時把30g風干土裝入培養瓶中，分別添加試劑并添加去離子水調節土壤含水量至土壤持水能力（WHC）的60%，在15℃培養箱中黑暗條件下培養29d，培養過程中使用稱重法差額補水，保持土壤含水量恒定。在培養第2，5，9，13，17，21，25，29天定時進行8次采氣，采氣樣時塞上橡膠塞立刻使用氣密注射器依次從每個培養瓶中抽取10mL氣體樣品，每個培養瓶采完氣立刻關閉三通閥，密閉2h后再使用另一批氣密注射器依次從每個培養瓶中抽取10mL氣體樣品，采樣結束取下橡膠塞。所取氣體樣品均在24h內使用氣相色譜（Agilent 7890A）測定溫室氣體濃度。在培養第2天和第29天，分別使用0.5mol／L K2SO4溶液提取土壤 NH4＋－N、NO3－－N、可溶性有機碳（DOC），并用流動分析儀（Auto Analyzer 3）分析其含量。

1.4 計算與統計分析

凈硝化速率公式［26］：Nnit＝（N2’－N1’）／d；其中，Nnit為凈硝化速率（mg／L·d），N1’為培養前的硝態氮量（mg／L）；N2’為培養后的硝態氮量（mg／L）；d為培養天數。若為凈銨化速率，則Nnit為凈銨化率（mg／L·d），N1’為培養前的銨態氮量（mg／L）；N2’為培養后的銨態氮量（mg／L）。

溫室氣體累積排放量計算公式參考王義祥等［27］測定生物呼吸累積量的方法，公式如下：

式中，S為溫室氣體（CO2，CH4和N2O）累積排放量，表示CH4時為累積吸收量；i為測定次數；t為測定時間，即培養天數。F是每次采樣分析得出的溫室氣體排放速率（mg／kg·h），連續2次排放速率之和除以2，作為這2次采氣間隔時間內的溫室氣體平均排放速率，平均值乘以每天的24h，再乘以2次采氣的日期天數差，就得到這段時間內的溫室氣體累積排放量（mg／kg），連續求和得到整個實驗過程中的溫室氣體總累積排放量。

N2O和CH4不同尺度上的增溫效應采用2001年的IPCC標準，公式如下［28］：

式中，TH是積分時間范圍，一般取20年，100年，500年；RFx和RFCO2分別表示溫室氣體x和參考氣體CO2的輻射強迫；ax和aCO2分別表示溫室氣體x和參考氣體CO2的輻射效率；x（t）和r（t）分別表示溫室氣體x和參考氣體CO2的時間響應函數。計算得到在20年時間尺度上，單位質量N2O和CH4的全球增溫潛能（GWP）分別為CO2的275和62倍；在100年時間尺度上，單位質量N2O和CH4的GWP分別為CO2的298和25倍；在500年時間尺度上，單位質量N2O和CH4的GWP分別為CO2的156和7倍。

數據運算和作圖使用Microsoft Excel 2013。應用SPSS 17.0軟件進行了數據的統計分析：采用方差分析和最小顯著差異法（LSD）分析比較了不同處理間的差異，利用單變量分析確定不同處理的標準偏差（SD），運用SPSS相關分析進行了相關性分析。

2 結果與分析

2.1 土壤礦化態氮和DOC的變化

凈銨化速率為正值表示培養期間土壤銨態氮增加，負值表示銨態氮減少（表2）。本研究中，CK和KNO3處理在培養期間凈銨化速率均為0.67mg／（L·d），只添加銨態氮的NH4Cl處理凈銨化速率最大，為1.07mg／（L·d），NH4NO3處理的凈銨化速率是負值，為－0.21mg／（L·d）。NH4NO3處理銨態氮含量是減少的，培養后減少了5.76mg／L，與其他處理差異均達到顯著水平（P＜0.05），其他處理銨態氮含量都是增加的，且兩兩間差異不顯著（P＞0.05）。

表2 培養前后土壤礦化態氮和可溶性有機碳變化Table 2 The variation of the mineral nitrogen and dissolved organic carbon（DOC）

凈硝化速率為負值，表示土壤硝態氮減少。培養過程中，所有處理硝態氮含量均減少，其中CK凈硝態氮減少速率為0.14mg／（L·d），NH4NO3處理為0.72mg／（L·d），NH4Cl處理為0.17mg／（L·d），KNO3處理為1.56mg／（L·d）。研究發現土壤添加硝態氮越多，硝態氮含量減少越快。CK和NH4Cl處理間的硝態氮減少速率差異不顯著，其他兩兩處理間差異均顯著（P＜0.05）。各處理硝態氮減少速率大小趨勢：KNO3＞NH4NO3＞NH4Cl＞CK，與各處理N2O累積排放量一致。

DOC作為土壤微生物呼吸的底物，被土壤微生物呼吸作用分解，釋放出CO2，經過培養之后各處理的土壤DOC含量均降低。CK和KNO3兩個處理土壤DOC變化差異顯著（P＜0.05），其他兩兩處理間差異均不顯著。經過培養，CK的土壤DOC含量減少了73.58%，與CK相比，施氮處理的土壤DOC減少更多，NH4NO3、NH4Cl和KNO3三個處理的土壤DOC分別減少了78.15%，82.15%和84.20%。

2.2 添加不同形態氮素對土壤CO2釋放的影響

2.2.1 添加不同形態氮素對CO2排放速率和累積排放量的影響 研究發現，高寒灌叢土壤輸入氮素，CO2釋放被抑制，施氮處理的CO2累積排放量各不相同且均低于CK（圖1）。培養期間，CO2排放速率一直呈減小趨勢，第一次測定（培養第2天）時CO2排放速率最大，培養第2天到第5天CO2排放速率減小較快，培養5d后CO2排放速率減小較慢（圖1）。

經過培養，施氮處理CO2累積排放量均顯著低于CK（P＜0.05）。CK的CO2累積排放量是1673.98 mg／kg，NH4NO3處理是1429.87mg／kg，KNO3處理是1379.87mg／kg，NH4Cl處理是1328.08mg／kg。與CK相比，NH4NO3處理的CO2累積排放量減少了14.58%，KNO3處理減少了17.57%，NH4Cl處理減少了20.66%。施氮處理中的NH4Cl處理與NH4NO3處理的CO2累積排放量差異達到顯著水平（P＜0.05），而KNO3處理和NH4Cl、NH4NO3處理間差異均不顯著。

圖1 不同處理CO2通量及累積排放量Fig.1 CO2fluxes and emission under different treatments

2.2.2 土壤DOC與CO2排放的關系 作為土壤微生物呼吸作用的底物，土壤DOC含量不同，土壤微生物呼吸釋放的CO2量也各不相同。

高寒灌叢土壤的CO2累積排放量與土壤DOC濃度之間相關系數為0.7237，二者具有極顯著的正相關關系（P＜0.01）（圖2）。說明土壤中DOC含量可能是衡量高寒灌叢土壤釋放CO2能力的一個重要指標。本研究中添加氮素之后土壤DOC含量發生了一定程度的變化，可在一定程度上解釋土壤釋放CO2對氮素添加的響應模式。本研究表明至少在短期內氮素的添加會抑制高寒灌叢土壤CO2的釋放，從而減少CO2排放量。推測無論未來氮沉降加劇還是人工施氮肥增多，青藏高原高寒灌叢土壤排向大氣的CO2量都將減少。

圖2 CO2累積排放量和土壤DOC含量的關系Fig.2 The relationship between CO2emission and the concentration of DOC

2.3 添加不同形態氮素對土壤CH4釋放的影響

濕地是大氣CH4的主要源，其他陸地生態系統則大多是大氣CH4的匯，本研究也顯示高寒灌叢土壤是大氣CH4的匯。圖3顯示，只有在培養第2天測得的CH4通量是正值，培養第5天開始至培養結束，CH4通量均為負值。培養期間，CH4通量變化是單峰曲線，吸收峰出現在培養的第9天。土壤中CH4產生和CH4氧化作用共存，剛開始培養時，土壤理化性質在短時間內適合甲烷微生物生長，且底物充足，甲烷微生物釋放的CH4量大于甲烷氧化量，使土壤短時間內成為CH4的源。培養第2天到第9天，隨著底物濃度減少以及土壤理化性質變化，甲烷微生物活性受到抑制，CH4釋放量越來越少，土壤吸收CH4不斷增多。但表2顯示培養過程中銨態氮是增加趨勢，土壤中的銨態氮與土壤CH4氧化作用會產生競爭，培養第9天之后土壤中增加的銨態氮開始強烈抑制CH4的氧化作用，且培養瓶中甲烷減少也成為甲烷氧化作用的制約因素，因此土壤對CH4的吸收越來越少。

培養期間 CK 的 CH4累積吸收量為207.53μg／kg；NH4Cl處理為191.63μg／kg，比 CK 少7.66%；NH4NO3處理為196.40μg／kg，比CK少5.37%；KNO3處理為199.48μg／kg，比CK少3.88%。圖3顯示土壤對CH4的吸收有隨著添加的銨態氮量增加而減小的趨勢，但顯著性分析顯示不同處理間土壤對CH4的吸收差異不顯著（圖3）。

圖3 土壤CH4排放速率及累積排放量Fig.3 CH4fluxes and emission under different treatments

2.4 添加不同形態氮素對土壤N2O釋放的影響

2.4.1 添加不同形態氮素對N2O排放速率和累積排放量的影響 所有施氮處理的土壤N2O排放速率都經歷了一個先增大后減小的過程（圖4），N2O排放高峰出現在培養的第5天到第9天，且在N2O排放高峰期間施氮處理的土壤N2O排放速率顯著高于CK（P＜0.05）。KNO3處理的土壤N2O排放速率高于其他處理，添加有銨態氮的兩個處理（NH4Cl和NH4NO3）的土壤N2O排放速率差異不顯著。培養剛開始一段時間內N2O排放速率增大可能與土壤中作為微生物分解底物的銨態氮硝態氮含量較豐富有關，隨著分解底物的減少和土壤理化性質的逐漸變化，從培養第9天開始，所有處理的N2O排放速率開始急劇減小，并在培養第13天后逐漸趨于穩定（圖4）。

圖4 培養土壤N2O排放速率及累積排放量Fig.4 N2O fluxes and emission under different treatments

圖4顯示所有施氮處理的N2O累積排放量均顯著高于CK（P＜0.05），且KNO3處理的N2O累積排放量顯著高于NH4Cl處理和NH4NO3處理（P＜0.05），但NH4Cl處理和NH4NO3處理間N2O累積排放量差異不顯著。CK的 N2O累積排放量為2.64mg／kg，NH4Cl處理為6.39mg／kg，NH4NO3處理為7.66mg／kg，KNO3處理為10.16mg／kg。與CK相比，土壤添加NH4Cl，N2O累積排放量增加了1.42倍；添加NH4NO3，增加了1.90倍；添加KNO3，增加了2.85倍。本研究顯示添加硝態氮越多，土壤排放N2O越多，可能與高寒灌叢土壤反硝化作用大于硝化作用有關，這與其他的研究結果一致［29］。

2.4.2 土壤硝態氮和銨態氮與N2O排放的關系 硝化作用和反硝化作用過程中均有N2O產生，為了確定高寒灌叢土壤釋放出的N2O的主要來源，研究了N2O累積排放量和土壤硝態氮、銨態氮含量的關系（圖5）。

圖5 N2O累積排放量和土壤硝態氮、銨態氮含量的關系Fig.5 The relationship between N2O emission and the concentration of NH4＋－N or NO3－ －N

圖5顯示，高寒灌叢土壤N2O累積排放量與土壤硝態氮含量的相關系數是0.9547，二者之間有極顯著正相關關系（P＜0.01），N2O累積排放量與土壤銨態氮含量無明顯關系（P＞0.05）。說明高寒灌叢土壤反硝化作用大于硝化作用，該土壤排放到大氣中的N2O主要來自反硝化細菌對土壤中硝態氮的分解過程，在土壤硝態氮含量達到微生物分解極限之前，添加硝態氮越多，土壤釋放的N2O將越多。

2.5 添加不同形態氮素釋放溫室氣體的綜合溫室效應

若以CO2累積排放量1mg／kg土壤的GWP為1，可計算出添加不同形態氮素后土壤釋放的溫室氣體在不同時間尺度上的綜合增溫潛能GWP（表3）。

表3顯示，只有在500年時間尺度上的NH4Cl處理的GWP與CK差異不顯著，其他施氮處理在不同時間尺度上的GWP均顯著高于CK（P＜0.05），同一時間尺度上，KNO3處理的GWP顯著高于其他兩個施氮處理（P＜0.05），但NH4Cl處理和 NH4NO3處理的GWP在不同時間尺度上的差異均不顯著。所有處理在100年時間尺度上的GWP最大，在500年時間尺度上的GWP最小。CK，NH4Cl，NH4NO3和KNO3各處理在100年時間尺度上的GWP較在20年時間尺度上的GWP分別增加了2.86%，5.01%，5.20%和5.79%，在500年時間尺度上的GWP較在100年時間尺度上的GWP則分別減少了15.10%，28.01%，29.23%和32.69%。在20年時間尺度上，NH4Cl，NH4NO3和KNO3各施氮處理的GWP分別是CK的1.29，1.48和1.74倍；在100年時間尺度上，分別是CK的1.32，1.51和1.79倍；在500年時間尺度上，分別是CK的1.12，1.26和1.42倍。在500年時間尺度上，NH4Cl處理的GWP與CK差異不顯著，這可以為高寒灌叢土壤施肥提供一定的參考。

表3 不同處理釋放溫室氣體的綜合溫室效應Table 3 Global warming potential（GWP）of different treatments CO2－eq mg／kg

3 討論

氮素輸入可能是導致土壤作為溫室氣體源和匯功能發生變化的一個重要原因［30］。現有研究表明，添加氮素可使溫帶和寒帶土壤CO2釋放量增加、減少或不變［11－13］，本研究發現氮素添加抑制了高寒灌叢土壤CO2的排放。氮素對土壤釋放CO2的抑制作用可能有以下解釋：1）氮素添加抑制了與有機質分解有關的酶的數量和活性，降低了土壤微生物分解有機物釋放CO2的能力和速率［31］；2）土壤有效氮增加之后，土壤中的微生物可能轉變呼吸方式以響應土壤有效氮含量的變化，從而減少了土壤CO2的排放［32］。DOC是土壤有機質物理、化學和生物分解的產物［33］，DOC的分解與土壤理化性質和土壤微生物數量及活性有關。添加銨態氮和硝態氮都能抑制DOC分解酶的數量和活性［34］，而添加銨態氮更可使土壤酸化，進而改變土壤微生物群落組成和微生物多樣性指數［35］，從而抑制土壤DOC的分解，因此單施銨態氮比單施硝態氮對DOC分解的抑制作用更大，導致NH4Cl處理的土壤釋放出的CO2最少。同時添加兩種形態氮素可能引起土壤理化性質和土壤微生物更復雜的變化，這可能是NH4NO3處理的土壤CO2排放量高于其他兩個施氮處理的原因。有人推測土壤釋放出的CO2的主要來源是土壤中的DOC［36］，也有報道指出土壤呼吸和DOC濃度具有正相關性［33］。本研究發現，培養期間CO2累積排放量與土壤DOC含量有顯著正相關關系，與已有研究一致［33］?？傮w上來看，高寒灌叢土壤CO2釋放對外源氮素的輸入表現為負反饋效應。

外源氮素輸入也影響土壤對CH4的排放和吸收。氮素添加對土壤CH4排放的影響，不同研究得出的結論不一致。有研究認為土壤中添加銨態氮可抑制甲烷產生菌的活性或促進CH4的氧化［37］，也有觀測發現，施氮處理比不施氮處理的土壤CH4排放量會增加10%～20%［38］。一般情況下，只有在極端還原條件下（氧化還原電位低于－150～－160mV），土壤中甲烷微生物才能利用CO2和H2合成或分解乙酸等生成甲烷［30］，因此濕地是大氣CH4的一個很重要的源。除濕地外，大多陸地生態系統為好氣的土壤環境，有利于甲烷營養微生物的生長，土壤吸收和氧化甲烷的作用強烈，使之成為大氣甲烷的一個重要匯。本研究也證明了高寒灌叢土壤是大氣CH4的匯。目前，施用氮肥抑制土壤對CH4吸收的機理還不十分清楚，但有研究表明，NH4＋可作為CH4替代物而被許多甲烷營養微生物利用［30］，可能是施氮肥增加了土壤NH4＋含量，NH4＋與CH4產生了競爭，從而減少了甲烷營養微生物對CH4的吸收。本研究雖然發現所有施氮處理對CH4的吸收低于CK，且隨著添加的銨態氮的增多，土壤對CH4的吸收有減少趨勢，但各施氮處理對CH4的累積吸收量較CK的差異均不顯著，即高寒灌叢土壤對CH4的吸收與添加不同形態氮素無顯著關系。

土壤N2O是微生物參與分解的硝化、反硝化作用的產物，土壤的硝化作用與反硝化作用是大氣中N2O的主要產生機制［39］。硝化作用是指在通氣條件下，土壤中硝化微生物將銨鹽轉化為硝酸鹽的過程，可釋放N2O［40］。反硝化過程是指在通氣不良條件下，土壤微生物將硝酸鹽或硝態氮還原成氮氣（N2）或氧化氮（N2O，NO）的過程［40］。由于不同土壤類型中硝化細菌、亞硝化細菌和反硝化細菌群落結構組成和數量不同，硝化反硝化作用也各不相同。有研究表明，銨化速率受土壤pH影響很大［41］，從化學角度來看，KNO3作為中性肥料，不會改變土壤pH值，因此KNO3處理的凈銨化速率與CK一致。NH4Cl和NH4NO3可不同程度改變土壤理化性質，從而影響到土壤微生物，使二者凈銨化速率不一致。有研究表明，高寒灌叢土壤中反硝化細菌比硝化細菌多，反硝化作用大于硝化作用［29］，因此高寒灌叢土壤中硝態氮越多，釋放出的N2O越多，二者有正相關關系。

本研究發現所有處理在100年時間尺度上的GWP最大，在500年時間尺度上的GWP最小，這是因為CO2在大氣中可平均存留200年左右，而N2O可平均存留150年左右，只有在長期條件下，由于自然分解破壞機制的存在，GWP才會被削弱。本研究發現在同一時間尺度上，添加硝態氮越多，GWP越大，可能也與高寒灌叢土壤微生物反硝化作用大于硝化作用有關。

4 結論

研究表明，氮素添加會抑制高寒灌叢土壤CO2排放。CO2累積排放量與土壤DOC濃度顯著正相關。施氮處理的土壤對CH4的吸收低于CK，但較CK差異不顯著，不同形態氮素間差異也不顯著。高寒灌叢土壤微生物反硝化作用大于硝化作用，釋放的N2O主要來自土壤微生物反硝化作用過程。土壤硝態氮越多，N2O排放量越高，二者呈顯著正相關關系。在不同時間尺度上，施氮處理的GWP均顯著高于CK，但NH4Cl處理和NH4NO3處理的GWP差異不顯著。在同一時間尺度上，KNO3處理的GWP顯著高于其他處理。不同處理溫室氣體全球增溫潛能大?。篕NO3＞NH4NO3＞NH4Cl＞CK。

青藏高原高寒生態系統經歷著氮沉降的影響，本研究證明了高寒灌叢土壤溫室氣體排放對不同形態氮素沉降有不同的響應，在評價氮沉降對這一土壤溫室氣體排放的影響時，應充分考慮不同形態氮素輸入所產生的差異性。過度放牧、鼠蟲災害以及全球變暖可使草原退化、產草量下降，因此在未來，施氮可能將是高寒生態系統管理的主要措施之一，制定氮肥使用措施時，應考慮施肥后土壤釋放的溫室氣體的綜合溫室效應。從減少溫室氣體排放的角度來考慮，在高寒灌叢生態系統氮肥的選擇上，應該推薦使用銨態氮肥。

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