楊紫唯， 車子涵， 劉芙梅， 陳克龍

（1.青海師范大學地理科學學院，青海西寧 810008；2.青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室，青海西寧 810008；3.青海師范大學青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室，青海西寧 810008）

溫室氣體主要的源和匯來自陸地生態(tài)系統(tǒng)［1］。濕地生態(tài)系統(tǒng)敏感脆弱，由于受氣候變化和降水量變化影響，濕地生物群落、濕地蒸散發(fā)速率、水文地質(zhì)、水文化學和生物區(qū)系均發(fā)生了變化［2-3］，從而進一步影響濕地生態(tài)系統(tǒng)碳、氮循環(huán)過程［4-6］。濕地在長期水淹的厭氧情況下導致有機質(zhì)積累，成為重要的碳匯［7］。在人類活動和氣候變化的影響下濕地的碳匯功能有所減弱。CH4、N2O在有機質(zhì)加速分解影響下，濕地逐漸成為溫室氣體的排放源［8］。

濕地生態(tài)系統(tǒng)因水分限制而促進CO2聚集形成碳庫，只有15%的碳原子被釋放到大氣中［9］。且天然濕地每年約向大氣中排放110 Tg 的CH4［10］，占全球CH4排放總量的20%。天然濕地N2O排放量相對較低，對全球變暖貢獻率僅為7%［11］，但其增溫效應為CO2的296～310倍。

溫度和水分是影響濕地生態(tài)系統(tǒng)呼吸的主要環(huán)境因子，但地上、地下生物量、土壤理化特性對碳排放也有一定的影響。土壤理化性質(zhì)的差異是通過降水量調(diào)節(jié)土壤含水量而產(chǎn)生的，進而對土壤中碳氮轉(zhuǎn)化產(chǎn)生影響［12］。而土壤水分是降水量變化的主要表現(xiàn)，土壤水分是限制青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)和土壤養(yǎng)分循環(huán)的重要環(huán)境因子，土壤水分主要來源于自然降水，當土壤水分低于最適土壤含水量時，土壤供氮量隨著土壤含水量的增加而增加［13］。

不同水分對陸地生態(tài)系統(tǒng)CO2通量的影響存在較大差異。高振嶺等［14］認為，隨著土壤水分的增加，土壤有機碳分解具有先增加后降低的趨勢，含水量為60%WHC（最大持水量）時，有機碳分解CO2的排放率和排放量最大。Reth 等［15］發(fā)現(xiàn)草甸土有機碳分解受土壤含水量影響。董星豐等［12］認為，當土壤含水量達到一定程度后，土壤通氣性則成為限制CO2排放主要原因。陳全勝等［16］對錫林河流域典型草原退化群落土壤呼吸的研究結(jié)果表明：土壤呼吸排放CO2的速率與土壤含水量呈顯著的線性關系。土壤中甲烷菌的活性及有機物質(zhì)厭氧分解程度取決于土壤的厭氧情況，而土壤含水量決定了土壤的厭氧條件［17］。牟長城等［18］認為，高水位地帶CH4排放量高于低水位地帶，由于高水位地帶土壤厭氧空間層增大，產(chǎn)甲烷菌活性的增強導致CH4的生成量較大。董星豐等［12］認為，土壤含水量在田間持水量的60%～90%之間，CH4排放速率呈增加趨勢，且隨水分增加，其排放量增大，高寒草甸表現(xiàn)為CH4的源。李麗等［19］發(fā)現(xiàn)，高寒濕地系統(tǒng)中，土壤CH4排放通量表現(xiàn)出隨含水量增加而增加的趨勢。N2O 主要是通過硝化作用和反硝化作用而產(chǎn)生的，在不同的土壤含水量條件下N2O 排放通量差異很大。曹瑩芳等［20］認為，生長季期間，高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)降水充沛，微生物活動增強，促進N2O 排放；非生長季寒冷的溫度導致微生物活性降低，且部分N2O 凍結(jié)在土壤中難以釋放到外界，抑制N2O 排放。Davidson 等［21］認為，WFPS（孔隙含水量）達到60%是反硝化過程大量產(chǎn)生N2O的臨界值，WFPS大于60%時，硝化速率逐漸減弱，反硝化速率逐漸增加并開始排放大量N2O；若水分含量繼續(xù)增加，N2O逐漸還原為N2，N2O 排放量也隨之降低。由于青藏高原的特殊性，關于降水模擬下溫室氣體響應研究較少，生態(tài)系統(tǒng)對氣候變化十分敏感，是研究氣候變化對土壤溫室氣體變化的理想場所。

由于青藏高原內(nèi)部降水具有較大差異，據(jù)馮曉莉等［22］對青藏高原1961—2017 年降水量空間分布分析，高原整體表現(xiàn)出從東南向西北遞減的變化規(guī)律。西北部降水呈波動增加趨勢，東南部降水呈波動減小趨勢。青藏高原東南部為暖濕季節(jié)降水總量的高值區(qū)，降水總量在300～764 mm之間，500 mm以上降水量主要出現(xiàn)在藏東川西地區(qū)，而柴達木盆地以及西藏西部降水總量不足100 mm。

因此，本研究在青海湖流域伊克烏蘭瓦顏站河源濕地進行，降水模擬裝置選擇±25%、±75%梯度，在2020年、2021年生長旺季8月進行24 h野外原位監(jiān)測，以評估降水模擬對河源濕地CO2、CH4、N2O 氣體日通量的影響，以期為高寒地區(qū)生態(tài)系統(tǒng)溫室氣體排放規(guī)律及其影響因子對同類型濕地溫室氣體通量變化提供參考依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

青海湖流域處于四面環(huán)山的盆地中，流域北部是大通山，南部是青海南山，東部是日月山，西部是天峻山。流域內(nèi)海拔均在3000 m以上，是青藏高原東北部主要的生態(tài)安全屏障，是青藏高原典型的凍融侵蝕發(fā)生區(qū)［23］，其生態(tài)環(huán)境的變化一直是國內(nèi)外學者關注的重點之一［24］。在流域內(nèi)，濕地總面積占到了24%［25］。

野外試驗觀測點設在青海湖流域瓦顏山濕地布設的綜合觀測站，地理坐標為37°44′34″N，100°5′41″E，海拔3720～3850 m，瓦顏山高寒濕地生態(tài)監(jiān)測站北部是祁連山，南部靠近青海湖，距離剛察縣西北52 km，是沙柳河上游支流瓦顏曲的河源濕地［26］，該站點年平均氣溫為-3.3 ℃，日平均氣溫最大值為11.9 ℃，最小值為-19.7 ℃，屬于典型的高原大陸性氣候［27］。瓦顏山生態(tài)試驗觀測站區(qū)域內(nèi)，植被較為單一，建群優(yōu)勢植物物種主要為藏嵩草（Kobresia humilis），苔草（Carex tristachya）、火絨草（Lobularia maritima）、鵝絨委陵菜（Potentilla anserina）為伴生種，植被覆蓋度達到90%以上，地表禿斑占4%以上。樣地土壤主要為沼澤土和草甸土，土壤厚度約為1.2 m，表層土壤下為洪積堆積物［28］。瓦顏山高寒沼澤濕地土壤表層約1.7 m，為季節(jié)性凍土，深層是永久性凍土。常年氣象觀測表明地表5 cm 土壤在11 月中旬左右開始凍結(jié)，次年4月初開始消融，凍結(jié)期達145 d 左右［29-30］?？諝鉁囟茸兓c地表5 cm 土壤溫度變化具有較好的一致性，8 月達到最大，1 月達到最小。

試驗觀測站內(nèi)年降水量為587.5 mm，且集中在5—9 月的植物生長季，5 個月內(nèi)的降水量占全年降水量的90%以上［31］。測定日選取降雨后1 d 開始，采集24 h 樣品。樣地內(nèi)水分處理于2018 年開始實施，利用降水模擬裝置（圖1）實現(xiàn)降水量增多或減少對濕地土壤以及植物種類的影響。

1.2 研究方法

1.2.1 降水量梯度選擇 模擬+25%梯度降水量約為525 mm、-25%梯度降水量約為315 mm、+75%梯度降水量約為735 mm、-75%梯度降水量約為105 mm。其目的是模擬該類型濕地的降水極端增多和減少對植被、土壤及微生物等的影響，從而進一步得出對生態(tài)系統(tǒng)溫室氣體的影響。

1.2.2 溫室氣體通量觀測 選取2020 年、2021 年8月生長旺季進行24 h 樣品采集，選取增減降水25%、75%處理和對照組（CK）進行觀測。本研究采用靜態(tài)箱暗箱原理測定陸地-大氣界面CO2、CH4和N2O 交換通量，觀測頻率為4 h 1 次，共3 組重復，通量觀測期間，凹槽內(nèi)注水起密封作用，將暗箱扣至地面凹槽之上。第1管樣品0 min空氣，之后每間隔15 min采集1次氣體樣品，共采集3次，每管樣品50 mL。樣品采集完畢后，運回實驗室進行室內(nèi)試驗。氣相色譜儀（Agilent 7890B）分析方法測定樣品中CO2、CH4、N2O 濃度，經(jīng)公式（1）［32］計算氣體交換通量。

式中：F為溫室氣體排放通量（mg·m-2·h-1）；ρ為標準狀態(tài)下被測氣體密度（g·L-1）；V為靜態(tài)箱體積（m3）；A為靜態(tài)箱覆蓋面積（m2）；P為采樣點氣壓（hPa）；P0為標準狀態(tài)下的大氣壓（hPa）；T0為標準狀態(tài)下空氣絕對溫度（K）；T為采樣時箱內(nèi)絕對溫度（K）；dCt/dt為采樣箱內(nèi)被測氣體的濃度隨時間的變化率。

1.2.3 模擬降水裝置 模擬降水的自動導水裝置（圖1）包括支撐框架、雨水導流槽、匯流槽、臥箱、噴淋裝置。支撐框架是由橫向支桿、縱向支桿組成的框架結(jié)構；雨水導流槽包括第一擋板、第二擋板、槽體，雨水導流槽的縱截面呈Y 形形狀；匯流槽呈頂

部開口的槽狀結(jié)構，匯流槽設置有若干個接口，通過接口與若干個臥箱連接；噴淋裝置包含有若干組并聯(lián)的噴淋管，噴淋管等間距設置有噴淋孔。利用傾斜設置的雨水導流槽收集雨水與匯流槽，再收集在臥箱中，經(jīng)過噴淋裝置進行噴淋作業(yè)，其中雨水導流槽、匯流槽、臥箱、噴淋裝置的高度依次降低，即利用雨水自身的重力達到雨水收集和噴淋的效果，實現(xiàn)了自動導水，無需額外消耗電能或其他燃料［33］。

1.2.4 土壤理化性質(zhì) 采樣期間同時采用精度為0.01 ℃土壤溫度計（TZS-2X）和精度為0.1%土壤水分儀（JK-100F）測定10 cm土壤溫度和土壤含水量，采集不同降水處理下地上（選取25 cm×25 cm 地上植物進行烘干后稱重）、地下生物量（直徑為5 cm土鉆鉆取0～10 cm 土壤樣品，去除土壤后烘干），處理后分析其動態(tài)變化。隨機采集樣方內(nèi)3 處土樣，分為0～10 cm、10～20 cm 土壤樣品，測定土壤全碳（TC）、全氮（TN）、pH、電導率。

1.2.5 數(shù)據(jù)統(tǒng)計與分析 采用SPSS 21.0 對溫室氣體通量和土壤水分、溫度進行相關性分析，不同降水處理間溫室氣體通量采用顯著性差異分析，不同土壤理化性質(zhì)采用多重比較分析處理；最后采用Origin 2018軟件作圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同降水處理下溫室氣體通量變化規(guī)律

2.1.1 CO2日變化規(guī)律 由圖2 可知，5 種不同水分處理下CO2通量日變化規(guī)律呈峰型，日變化通量表現(xiàn)為排放源。不同水分處理下2020 年CO2通量范圍為47.52～123.71 mg·m-2·h-1，+25%、+75%、-75%處理都呈雙峰型，且3個處理下CO2通量于11：00進入排放高峰期，最高值為+25%處理（292.99 mg·m-2·h-1）。-25%處理則呈現(xiàn)單峰型變化趨勢。+25%、-25%、-75%處理下CO2通量于03：00 進入排放低谷期，最低值為-75%處理（-6.46 mg·m-2·h-1）。不同水分處理下2021 年CO2通量范圍為25.30～74.53 mg·m-2·h-1，比較與2020年的排放情況，2021年排放高峰期各處理均推遲到15：00—19：00，可能是氣溫較高所導致。綜合分析2 a CO2日排放，峰值均出現(xiàn)在中午，谷值出現(xiàn)在凌晨時段，說明溫度顯著影響CO2排放速率。

圖2 瓦顏山河源濕地不同降水處理下CO2通量日變化Fig.2 Diurnal variation of CO2 flux under different precipitation treatments in the source wetland of Wayan Mountain

2.1.2 CH4日變化規(guī)律 由圖3 可知，5 種不同水分處理下，CH4通量日變化規(guī)律基本一致，日變化通量表現(xiàn)為CK、+25%和+75%為排放源，-25%和-75%為吸收匯。不同水分處理下2020 年CH4通量范圍為-8.50～6.74 μg·m-2·h-1，2021 年CH4通量范圍為-5.42～5.90μg·m-2·h-1。不同于CO2通量，CH4通量各處理均在夜間或凌晨溫度較低時段出現(xiàn)最大值。2.1.3 N2O 日變化規(guī)律 由圖4 可知，5 種不同水分處理下N2O通量日變化規(guī)律有差異，規(guī)律不明顯（圖4），除-25%處理呈吸收狀態(tài)，其余4 個處理均呈排放狀態(tài)。不同水分處理下，2020 年N2O 通量范圍為-15.82～6.90μg·m-2·h-1，+25%（0.89μg·m-2·h-1）、+75%（6.90μg·m-2·h-1）、-75%（1.54μg·m-2·h-1）處理下N2O通量都呈現(xiàn)排放狀態(tài)，-25%（-15.82μg·m-2·h-1）處理呈現(xiàn)吸收狀態(tài)。不同水分處理下，2021 年N2O 通量范圍為-1.31～1.11 μg·m-2·h-1，除-75%（1.11μg·m-2·h-1）處理表現(xiàn)為排放狀態(tài)，其余處理均表現(xiàn)為吸收狀態(tài)。

圖3 瓦顏山河源濕地不同降水處理下CH4通量日變化Fig.3 Diurnal variation of CH4 flux under different precipitation treatments in the source wetland of Wayan Mountain

圖4 瓦顏山河源濕地不同降水處理下N2O通量日變化Fig.4 Diurnal variation of N2O flux under different precipitation treatments in the source wetland of Wayan Mountain

2.1.4 3 種溫室氣體日均變化 由圖5a 可知，2020年CO2日變化均呈現(xiàn)排放狀態(tài)，日均值為78.24 mg·m-2·h-1。減雨處理下CH4日變化呈吸收狀態(tài)，增雨處理下和對照處理下呈排放狀態(tài)，吸收值均值為-6.72 μg·m-2·h-1，排放值均值為3.07 μg·m-2·h-1。N2O日變化除-25%為吸收狀態(tài)其余均為排放狀態(tài)，吸收均值為-15.82μg·m-2·h-1，排放均值為2.66μg·m-2·h-1。

由圖5b 可知，2021 年CO2日均值為46.48 mg·m-2·h-1，均呈排放狀態(tài)。除-25%處理下，CH4通量為吸收狀態(tài)，其余處理均呈排放狀態(tài)，吸收均值為-5.42 μg·m-2·h-1，排放均值為2.02 μg·m-2·h-1。N2O 日變化除-75%處理為排放狀態(tài)其余均為吸收狀態(tài)，吸收均值為1.02μg·m-2·h-1，排放均值為1.11μg·m-2·h-1。

圖5 瓦顏山河源濕地不同降水處理下3種溫室氣體通量日均變化Fig.5 Daily average change of three greenhouse gas fluxes under different precipitation treatments in the source wetland of Wayan Mountain

2.2 不同降水處理下土壤水分、土壤溫度與溫室氣體通量相關變化特征

2020 年、2021 年5 個處理的土壤水分變化趨勢大致相同（圖6），07：00—03：00 均處于上升狀態(tài)。CO2通量與土壤水分在CK 和+75%處理下呈負相關（P＜0.05），+25%處理下呈極顯著負相關（P＜0.01）；CH4通量與土壤水分在CK 處理下呈正相關（P＜0.05），+25%處理下呈極顯著負相關（P＜0.01）；N2O通量與土壤水分在CK 處理下呈負相關（P＜0.05），-75%處理下呈正相關（P＜0.05）（表1）。

圖6 瓦顏山河源濕地不同降水處理土壤水分日變化Fig.6 Diurnal variation of soil moisture with different precipitation treatments in the source wetland of Wayan Mountain

由圖7可知，5個處理的土壤溫度變化趨勢基本一致，均在15：00—19：00 出現(xiàn)了峰值。CO2通量與土壤溫度在CK、+25%和+75%處理下呈正相關（P＜0.05）；CH4通量與土壤溫度在+25%處理下呈負相關（P＜0.05）；N2O通量與土壤溫度在CK處理下呈正相關（P＜0.05）。

圖7 瓦顏山河源濕地不同降水處理土壤溫度日變化Fig.7 Diurnal variation of soil temperature in the source wetland of Wayan Mountain with different precipitation treatments

由表1、表2 可知，不同時間點不同降水處理下土壤溫度差異顯著，15：00 各處理達到峰值，03：00最低，增雨處理相較減雨處理低（2020 年0.29 ℃，2021 年0.58 ℃），說明降水增多降低了土壤溫度。不同降水處理下土壤水分差異顯著（表1），在同1 d的6 個實驗點中，水分峰值出現(xiàn)在19：00、23：00 和3：00，水分值與溫度值呈顯著負相關，+25%處理較-25%處理高3.79%，+75%處理較-75%處理高1.93%。

表1 2020年瓦顏山河源濕地土壤不同降水處理下溫濕度多重比較Tab.1 Multiple comparisons of temperature and humidity in the wetland of the Wayan Mountain River source under different precipitation treatments in 2020

表2 2021年瓦顏山河源濕地土壤不同降水處理下溫濕度多重比較Tab.2 Multiple comparisons of temperature and humidity in the wetland of the Wayan Mountain River source under different precipitation treatment in 2021

2.3 不同降水處理下土壤全氮全碳變化特征

從圖8中可以看出，隨著土壤水分升高0～10 cm土壤全氮全碳含量也逐漸升高（圖8），其中0～10 cm土壤全氮含量+75%處理最高，為14.64 g·kg-1，+25%處理最低，為11.57 g·kg-1；10～20 cm-25%處理含量最高，為16.74 g·kg-1，+25%處理最低，為15.09 g·kg-1。0～10 cm 土壤全碳含量+75%處理最高，為159.69 g·kg-1，+25%處理最低，為128.74 g·kg-1。10～20 cm減雨處理稍高于增雨處理，-25%處理最高，為192.10 g·kg-1，+25%處理最低，為172.34 g·kg-1。

圖8 2020年瓦顏山河源濕地不同降水處理土壤全氮全碳含量變化Fig.8 Changes of soil total nitrogen and total carbon content in different rainfall treatments in the source wetland of Wayan Mountain in 2020

2.4 不同降水處理對土壤地上、地下生物量及pH、EC的影響

從圖9可以看出，經(jīng)過增雨處理后地上、地下生物量明顯高于減雨處理，地上生物量增雨處理均值為236.43 g·m-2，減雨處理均值為138.10 g·m-2。地下生物量增雨處理均值為5050.05 g·m-2，減雨處理均值為3633.35 g·m-2。

圖9 2020年不同水分處理下地上、地下生物量特征Fig.9 Aboveground and underground biomass characteristics under different soil moisture treatments in 2020

由表3 可以看出，隨著土壤含水量的增加0～10 cm 土壤pH 有下降趨勢，土壤EC 呈升高趨勢，且隨著土壤EC升高pH隨之降低。

表3 土壤pH和EC值Tab.3 Soil pH value and EC value

3 討論

3.1 不同降水梯度對河源濕地CO2通量的影響

通過2 a生長旺季24 h觀測來看，5個處理均為CO2排放源，其中增雨25%排放量最高并與0～10 cm土壤水分呈顯著負相關，與0～10 cm 土壤溫度呈正相關（表1）。由圖2 可以看出，在瓦顏山河源濕地+25%處理是促進CO2通量排放最大貢獻梯度。

在濕地生態(tài)系統(tǒng)中，水分影響著植物的生產(chǎn)力和凋落物的分解［34］。溫度一定時，在有氧狀況即水分不高時，水分會促進碳的分解；厭氧狀況下，會抑制碳分解，雖然部分碳會被還原為CH4排放到大氣中，但含量很少［35］。土壤的氧化反應空間會隨著土壤水分的升高而減少，隨之有機物分解速率減小，進而影響CO2排放量的減少。濕地植物根系主要分布在土壤上層（＜30 cm），相對較高的溫度會影響微生物的分解和根系呼吸［18］，結(jié)果使?jié)竦谻O2排放與土壤溫度存在顯著相關性。吳祥文等［36］研究發(fā)現(xiàn)，CO2通量與溫度呈正相關，當溫度升高時，自養(yǎng)呼吸、異養(yǎng)呼吸作用逐漸增強，CO2通量隨之升高，與本試驗研究結(jié)果一致。觀測日土壤溫度于11：00開始升溫，19：00后開始降溫，良好的水熱組合能促進根系呼吸及微生物分解活動［36］，使CO2通量在此時段達到排放高峰期。從5 個處理來看，當濕地土壤含水量為45%時，土壤有機碳分解CO2的排放率和排放量最大（圖2），在15：00 土壤溫度最高時，CO2排放通量達到最大值（圖2）。

3.2 不同降水梯度對河源濕地CH4通量的影響

與以往研究一致，CH4通量呈現(xiàn)吸收和排放2種狀態(tài)［37］（圖3）。土壤水分決定了土壤厭氧情況，從而影響甲烷菌活性以及有機質(zhì)厭氧分解程度，當降水量升高時CH4排放量也隨之升高［37］。胡啟武等［38］認為，隨著土壤水分含量的增加，高寒土壤CH4釋放由吸收轉(zhuǎn)為排放，與研究結(jié)果一致。濕地甲烷排放的傳輸過程主要是通過植物的通氣組織以及植物細胞間空隙進行［38］，瓦顏山河源濕地不同處理下植物豐度和高度增雨處理明顯高于減雨處理，與CH4通量呈正比（表1）。甲烷菌活動適宜溫度為30 ℃，瓦顏山河源濕地土溫變化范圍為5.8～15.4 ℃，遠遠小于最適溫度，因此，研究區(qū)CH4通量遠小于熱帶森林、田地等生態(tài)系統(tǒng)［39］。濕地CH4排放的每個過程都受到溫度與降水的影響，增雨處理下CH4通量與土壤水分呈顯著正相關（表1），5個處理除增雨25%以外，與土壤溫度均不存在顯著相關。

3.3 不同降水梯度對河源濕地N2O通量的影響

降水通過改變土壤孔隙含氧量來影響產(chǎn)生N2O的生物學過程［35］。N2O通量排放規(guī)律存在較大變異性，土壤碳氮是土壤硝化與反硝化過程的底物，土壤碳氮庫的變化對N2O排放通量具有重要影響。降水和溫度之間存在交互作用，降水使溫度降低，而溫度影響水分蒸散發(fā)，降水與蒸發(fā)共同影響土壤水分值，進而影響硝化、反硝化作用［40］。土壤水分升高更易造成厭氧情況，隨著硝化速率的減弱，反硝化速率增加使得N2O 通量升高，從5 個處理來看增雨處理下N2O 排放通量均高于減雨處理N2O，這與眾多研究結(jié)果基本一致［18,41-42］。

3.4 不同水分處理下植物種類演替

瓦顏山河源濕地降水模擬裝置于2018年建成，在連續(xù)3 a 監(jiān)測植被種類演替，選取2020 年和2021年8月生長旺季植被調(diào)查數(shù)據(jù)（表4），瓦顏山河源濕地植物類型較單一，主要以藏嵩草和薹草為主，每種水分處理下均以這2種植物為主。發(fā)現(xiàn)在水分減少時主要以藏嵩草和薹草為優(yōu)勢種，當水分減少25%時，平車前覆蓋度明顯增加，可能是此處理下水分符合該植物生長所需。當水分增加時，喜潮濕植被鵝絨委陵菜數(shù)量明顯增加，且植被高度均＞10 cm。其中，+25%處理植被蓋度、高度明顯高于其他處理，說明在瓦顏山河源濕地將降水量控制在增加25%時，更適合植被生長。

表4 2020年和2021年8月瓦顏山不同降水處理下植物群落調(diào)查Tab.4 Investigation of plant communities under different rainfall treatments in Wayan Mountain in August 2020 and 2021

4 結(jié)論

（1）青海湖流域瓦顏山河源濕地在極端降水處理下，增雨25%CO2、CH4、N2O 處于排放狀態(tài)。減雨25% CO2處于排放狀態(tài)，CH4、N2O 處于吸收狀態(tài)。增雨75% CO2、CH4、N2O 處于排放狀態(tài)，減雨75%CO2、N2O處于排放狀態(tài)，CH4處于吸收狀態(tài)。不同水分處理下，3 種溫室氣體通量具有顯著差異，就4 種降水梯度來看，+25%對瓦顏山河源濕地溫室氣體的貢獻率占比較大，顯著促進了該區(qū)域溫室氣體的排放。

（2）通過對瓦顏山河源濕地連續(xù)2 a 日動態(tài)監(jiān)測發(fā)現(xiàn)，土壤水分、溫度對不同處理下CO2、CH4、N2O氣體通量影響顯著，對土壤pH、EC值略有影響。不同處理下0～10 cm、10～20 cm 土壤全氮全碳有規(guī)律變化，地上、地下生物量隨降水梯度變化而變化。

（3）CO2通量在自然處理、增雨處理、減雨處理下都呈現(xiàn)隨著溫度的升高而升高的趨勢，但與土壤水分呈負相關。CH4通量在自然處理、減雨處理下呈現(xiàn)隨著溫度的升高而升高的趨勢，與土壤水分大體呈現(xiàn)負相關。N2O通量在自然處理下也呈現(xiàn)隨溫度升高而升高的趨勢，增雨處理下變化并不明顯，減雨處理下呈負相關，與土壤水分大體都呈現(xiàn)正相關。

（4）濕地生態(tài)系統(tǒng)溫室氣體同樣也受到植物呼吸影響，不同水分處理下喜濕植物和耐旱植物分布有一定的規(guī)律。

在全球變化大背景下，在減雨處理下3 種氣體排放通量明顯小于增雨處理下3種溫室氣體排放通量，從而可以看出，降雨量的增加使瓦顏山河源濕地溫室效應相應增加，從而影響該區(qū)域碳氮收支平衡。青藏高原高寒濕地的生長旺季24 h 的通量研究雖不足以說明“源匯”問題，但生長旺季的日通量測定能對該區(qū)或相同類型濕地提供理論性參考，今后對該區(qū)域的研究將延長時間尺度，并結(jié)合微生物分析視角，探究濕地的碳氮循環(huán)機理。