董星豐,趙光影,李 苗,劉 超,王 迪,楊盛東,臧淑英

哈爾濱師范大學(xué),寒區(qū)地理環(huán)境監(jiān)測(cè)與空間信息服務(wù)黑龍江省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 哈爾濱 150025

長(zhǎng)期冷濕的環(huán)境使得北方多年凍土區(qū)積累了大量的碳,其儲(chǔ)量約為當(dāng)前大氣中碳含量的二倍[1]。全球氣候日益暖化情形下,多年凍土區(qū)生態(tài)環(huán)境穩(wěn)定性和生物地球化學(xué)循環(huán)過程必將發(fā)生顯著變化[2- 3]。眾多學(xué)者認(rèn)為,凍土退化將改變土壤水熱狀態(tài),進(jìn)而影響土壤碳氮的周轉(zhuǎn),導(dǎo)致儲(chǔ)存在多年凍土中的有機(jī)碳(SOC)以溫室氣體的形式進(jìn)入到大氣中,并對(duì)氣候變化起到正向反饋?zhàn)饔肹4-6]。因此氣候變暖情形下,多年凍土區(qū)土壤碳動(dòng)態(tài)變化強(qiáng)度及其受控因素仍需進(jìn)一步明確。

隨著溫度升高和凍土融化深度的增加,深層土壤碳輸出貢獻(xiàn)是評(píng)價(jià)土壤碳動(dòng)態(tài)的關(guān)鍵[7]。Song等[8]研究指出長(zhǎng)期凍結(jié)的深層泥炭在溫度升高后生成的含碳溫室氣體釋放量顯著增加。Chen等[9]發(fā)現(xiàn)活動(dòng)層中土壤碳的釋放主要取決于可用基質(zhì),而多年凍土層中土壤碳的釋放主要受控于微生物作用。Mu等[6]對(duì)青藏高原北緣黑河流域上流多年凍土有機(jī)碳分解的研究表明,深層土壤對(duì)水熱變化的響應(yīng)強(qiáng)度并不次于淺層土壤?？梢姸嗄陜鐾辽顚油寥烙袡C(jī)碳已然暴露于微生物的分解。然而目前關(guān)于土壤有機(jī)碳儲(chǔ)量及潛在排放量的研究主要集中在淺層土壤,對(duì)較深土層知之甚少,尤其是我國(guó)高緯度多年凍土區(qū)深層土壤碳庫(kù)動(dòng)態(tài)變化缺乏突破性研究進(jìn)展。眾所周知,不同深度土壤的物理化學(xué)性質(zhì)不同,可能具有不同的微生物群落、豐度和活性[10-11]。森林生態(tài)系統(tǒng)碳儲(chǔ)量巨大,其細(xì)微變化可能會(huì)顯著影響地球系統(tǒng)溫室效應(yīng),是碳循環(huán)相關(guān)研究的重點(diǎn)關(guān)注對(duì)象之一。因此,了解林區(qū)土壤中的碳儲(chǔ)量、分布規(guī)律及其潛在排放量對(duì)于預(yù)測(cè)土壤碳庫(kù)與全球變暖間的反饋關(guān)系意義重大。

大興安嶺作為我國(guó)第二大凍土區(qū),現(xiàn)存多年凍土面積約3.9×105km2,凍土空間破碎化嚴(yán)重,活動(dòng)層厚度逐年加深,熱穩(wěn)定性較差[13],是當(dāng)前研究土壤生物地球化學(xué)過程的理想地區(qū)。然而該地區(qū)深層土壤的碳氮分布及其對(duì)水熱變化的響應(yīng)特征尚不清楚。本研究采集0—6 m土壤,分析了土壤碳氮隨土壤深度的分布情況及其與土壤深度間的相互關(guān)系,通過室內(nèi)模擬實(shí)驗(yàn)明確了多年凍土區(qū)土壤有機(jī)碳礦化對(duì)溫度和水分變化的響應(yīng)特征。該研究可為全面認(rèn)識(shí)多年凍土退化背景下區(qū)域碳循環(huán)及預(yù)測(cè)氣候變化提供基礎(chǔ)支持。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

大興安嶺屬歐亞多年凍土帶的南緣,主要分布有大面積的森林和濕地。本研究于大興安嶺漠河林場(chǎng)的黑龍江省漠河森林生態(tài)系統(tǒng)野外觀測(cè)站試驗(yàn)區(qū)內(nèi)選擇落葉松-灌叢濕地(53°28′ N, 122°20′ E)為研究對(duì)象。平均海拔約298 m,優(yōu)勢(shì)植被為興安落葉松(Larixgmelini),20 m×20 m 樣方內(nèi)平均樹高約13.59 m,胸徑為14.54 cm,郁閉度為0.6。灌木分布較少,主要由狹葉杜香(Ledumpalustre)、篤斯越橘(Vacciniumuliginosum)和杜鵑(Rhododendrondauricum)組成,草本以白毛羊胡子草(Eriophorumvaginatum)構(gòu)成的直徑不一的“塔頭”為主。土壤以褐色針葉林土為主,同時(shí)存在泥炭及沼澤土?；顒?dòng)層土壤從4月中旬開始融化,至9月中旬融化深度達(dá)到最大(約為130 cm),活動(dòng)層之下土壤富含冰晶,溫度常年保持在0度以下。研究區(qū)受控于寒溫帶大陸性氣候,監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)顯示2016—2017年均溫為-3.3℃,年均降水量為442.95 mm,其中約66.47%的降水量以降雨形式集中在6—8月[14]。

1.2 樣品采集

2017年3月于試驗(yàn)區(qū)內(nèi)利用地質(zhì)鉆機(jī)采集一根長(zhǎng)50 m,直徑16 cm 的土柱(其中6.65 m以下為巖石層,土壤發(fā)育較差)。將土柱切割成30—40 cm長(zhǎng)后按照常規(guī)取樣方法裝袋貼簽,運(yùn)送至實(shí)驗(yàn)室后放置于-80℃冷凍冰箱保存以備后續(xù)試驗(yàn)。因該土柱6 m以下礫石較多,選擇0—6 m土壤樣品進(jìn)行試驗(yàn),樣品分層設(shè)置為:活動(dòng)層土壤樣品(0—20、20—40、40—60、60—80、80—100、100—120和120—150 cm),多年凍土層土壤樣品(150—180、180—210、210—240、240—270、270—300、300—330、330—360、360—390、390—420、420—450、450—480、480—510、510—540、540—570和570—600 cm)[15]。各層樣品手動(dòng)去除植物根莖及碎石后用以測(cè)定土壤理化性質(zhì)和培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)。

1.3 樣品測(cè)定

室內(nèi)模擬實(shí)驗(yàn)的設(shè)計(jì)參考文獻(xiàn)[16]。即采用溫度與水分兩種變量的交互實(shí)驗(yàn)(溫度:T1,5℃、T2,10℃、T3,15℃；質(zhì)量含水量:W1,30%、W2,45%、W3,60%)。單個(gè)樣品用量為20 g,培養(yǎng)瓶為250 mL規(guī)格的玻璃瓶,稱取樣品后放入設(shè)定好溫度的培養(yǎng)箱進(jìn)行為期60 d的實(shí)驗(yàn),期間用連接有三通閥的橡膠塞密封玻璃瓶防止氣體漏出,共603個(gè)試驗(yàn)樣品(22層×3溫度×3水分×3重復(fù)+9空白)。培養(yǎng)過程中每3 d稱重,以補(bǔ)償水分損失。氣體樣品采集時(shí)間為實(shí)驗(yàn)的第1、3、6、9、15、21、28、36、45和60 d。采集之前打開封閉的培養(yǎng)瓶15 min并輔以注射器抽取以使培養(yǎng)瓶?jī)?nèi)外氣體濃度相同。開始培養(yǎng)時(shí)關(guān)閉三通閥,將培養(yǎng)瓶放回恒溫培養(yǎng)箱中,1 h后接通三通閥并使用注射器采集20 mL氣體進(jìn)行濃度分析(GC，Agilent 7890B，USA)。

1.4 數(shù)據(jù)分析

本研究中土壤有機(jī)碳礦化速率以CO2產(chǎn)生速率表示,具體計(jì)算過程見公式(1)[17]。土壤有機(jī)碳累積礦化量由公式(2)得到[18]:

F=ρ×ΔC×V×273/(273+T)×W

(1)

(2)

式中,F為土壤CO2產(chǎn)生速率(mg kg-1h-1)；ρ為標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下CO2的濃度(g/L)；△C為測(cè)試樣品與對(duì)照樣品間的濃度差值(mg/m3)；V為實(shí)驗(yàn)所用密閉玻璃瓶的容量(mL)；T為培養(yǎng)箱固定溫度(℃)；W為實(shí)驗(yàn)用土質(zhì)量(kg)。

土壤有機(jī)碳礦化對(duì)溫度的響應(yīng)程度用Q10表示[19-20]:

R=αeβΤ

(3)

Q10=e10β

(4)

式中,R為CO2釋放速率(mg kg-1h-1)；T為培養(yǎng)溫度(℃)；α和β為參數(shù)。

使用三因素方差分析法,明確溫度、水分、土壤深度及三者的交互作用對(duì)有土壤有機(jī)碳累積礦化量的影響。利用Pearson相關(guān)分析法研究土壤有機(jī)碳累積礦化量和土壤理化性質(zhì)之間的關(guān)系。所有統(tǒng)計(jì)均在SPSS 16.0中操作。圖形處理采用Origin 8完成。

2 結(jié)果

2.1 土壤理化性質(zhì)

圖1 土壤理化因子的剖面分布特征Fig.1 Profile distribution characteristics of soil physicochemical factorsSWC: Soil water content，SOC: Soil organic carbon，DOC: Dissolved organic carbon，TN: Total nitrogen，TP: Total phosphorus

表1 土壤有機(jī)碳累積礦化量與理化因子間的Person相關(guān)性分析

2.2 土壤有機(jī)碳礦化特征

由圖2可以看出,為期60 d的周期內(nèi),30%水分培養(yǎng)下,活動(dòng)層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在0.31(5℃)至0.77(15℃) mg C之間。多年凍土層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在1.10(5℃)至1.99(15℃) mg C之間。45%水分培養(yǎng)下,活動(dòng)層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在0.30(5℃)至0.89(15℃) mg C之間。多年凍土層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在0.75(5℃)至1.44(15℃) mg C之間。60%水分培養(yǎng)下,活動(dòng)層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在0.42(5℃)至0.92(15℃) mg C之間。多年凍土層土壤有機(jī)碳累積礦化量平均值在0.86(5℃)至1.58(15℃) mg C之間。

圖2 60 d培養(yǎng)后的土壤有機(jī)碳累積礦化量Fig.2 Accumulated SOC mineralization after 60-days laboratory incubation experiment

整體來看,培養(yǎng)環(huán)境下溫度增加有利于土壤有機(jī)碳的礦化。 其對(duì)水分變化的響應(yīng)比較復(fù)雜,呈現(xiàn)先減小(幅度較大)后增大(幅度較小)的特征。對(duì)比分析活動(dòng)層和多年凍土層土壤有機(jī)碳累積礦化量,可見土壤有機(jī)碳累積礦化量在不同土壤深度上差異明顯。各種處理下,有機(jī)碳礦化量的高值均出現(xiàn)于360—390 cm 之間,此深度土壤為深層泥炭,低值出現(xiàn)在150—180 cm 之間,此深度為多年凍土層的上界。方差分析表明溫度、水分和深度及交互作用對(duì)累積礦化量影響顯著(P<0.001)(表2)。

表2 土壤深度、溫度、水分、及三者的交互作用對(duì)土壤有機(jī)碳累積碳礦化量的影響

2.3 土壤有機(jī)碳礦化的溫度敏感性

Q10即溫度升高10℃,土壤有機(jī)碳礦化程度隨之變化的倍數(shù)。由圖3可知,表層土壤和多年凍土層270 cm處的土壤具有較大的Q10值,分別在2.44—3.44和3.68—4.39之間。而在多年凍土層的頂部,土壤有機(jī)碳礦化對(duì)增溫的響應(yīng)并不符合指數(shù)形式,這使得計(jì)算得到的Q10值極低,在0.45—0.62之間波動(dòng)。盡管土壤水分狀況梯度分明,但Q10值在各水分處理之間沒有顯著差異(P>0.05)。具體來看,不同水分處理下,土壤Q10值在0.45—4.39之間波動(dòng),多年凍土層平均值低于活動(dòng)層土壤,但隨著水分的增加,兩者的差值由0.85逐漸縮小至0.22。

圖3 不同深度土壤有機(jī)碳礦化的溫度敏感性Fig.3 Temperature sensitivity of the mineralization of SOC (Q10) at different depths

3 討論

3.1 土壤碳氮分布特征

針對(duì)淺層土壤碳循環(huán)的相關(guān)研究已經(jīng)取得了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ),但多年凍土層土壤碳儲(chǔ)量及對(duì)氣候變化的響應(yīng)研究相對(duì)缺乏,將深層土壤碳周轉(zhuǎn)機(jī)制與表層土壤混為一談可能會(huì)忽略土壤性狀和有機(jī)碳隨土壤剖面分布的異質(zhì)性[21-22],未來氣候變化背景下深層土壤碳動(dòng)態(tài)的潛在響應(yīng)仍需進(jìn)一步探討。多年凍土層土壤碳庫(kù)對(duì)水熱變化的響應(yīng)是凍土退化背景下區(qū)域碳循環(huán)及碳平衡預(yù)測(cè)的較大不確定性因素[23]。為明確土壤碳氮含量的剖面分布規(guī)律,本研究于大興安嶺連續(xù)多年凍土區(qū)鉆取土柱進(jìn)行測(cè)定,發(fā)現(xiàn)土壤碳氮含量的分布與其賦存機(jī)制有關(guān)。地表覆蓋植被根莖的生長(zhǎng)代謝、反復(fù)的凍融過程及伴生的復(fù)雜微生物活動(dòng)使得活動(dòng)層中SOC和TN含量隨深度波動(dòng)較大,而多年凍土層低溫厭氧的條件使得SOC和TN較難分解,因此呈現(xiàn)出隨深度的增加而增加的規(guī)律[24]。

3.2 土壤理化性質(zhì)對(duì)有機(jī)碳礦化的影響

3.3 土壤溫度、水分和深度對(duì)有機(jī)碳礦化的影響

一般認(rèn)為,當(dāng)土壤濕度適宜且其他因素不受限制時(shí),土壤呼吸作用隨溫度的升高呈指數(shù)模式增長(zhǎng)。本研究中,15℃條件下的土壤有機(jī)碳礦化量顯著高于5℃培養(yǎng)條件(圖2),與主流研究結(jié)果相符[35-39]。土壤含水量與微生物的氧利用率及土壤氣體排放途徑密切相關(guān),而碳礦化又受到諸如微生物群落等生物因素影響[40],因此土壤水分狀況對(duì)碳礦化的影響尚不明確。另外不同深度土壤持水能力的差異或是碳礦化作用與土壤水分關(guān)系復(fù)雜的原因之一。我們之前的研究表明土壤性狀導(dǎo)致的持水差異使得兩種林型土壤有機(jī)碳礦化隨水分變化呈相反的趨勢(shì)[16]。與前人研究結(jié)果一致,我們發(fā)現(xiàn)土壤溫度、水分及二者交互作用對(duì)土壤有機(jī)碳累積礦化量影響顯著[41-42]。此外,土壤深度是碳礦化的重要影響因素,大興安嶺泥炭地[43]及青藏高原高山草甸[23]的研究支持了這一結(jié)果。表2顯示土壤有機(jī)碳累積礦化量、碳氮含量及深度彼此間都存在顯著的相關(guān)關(guān)系,而有機(jī)質(zhì)被認(rèn)為是微生物活動(dòng)的底物,因此可推測(cè)土壤碳氮含量隨剖面的差異分布特征可能是土壤有機(jī)碳礦化量隨深度變化的原因。另外土壤碳氮循環(huán)相關(guān)微生物的數(shù)量在不同土層中存在差異,這也是導(dǎo)致土壤有機(jī)碳礦化量隨深度變化的主要原因[44]。

3.4 土壤有機(jī)碳礦化的溫度敏感性

受生態(tài)系統(tǒng)類型和試驗(yàn)方案等因素綜合影響,土壤有機(jī)碳礦化的溫度敏感性存在較大的時(shí)空差異,但仍被視為理解土壤碳分解響應(yīng)氣候變暖的有效指標(biāo)。試驗(yàn)表明0—6 m土柱各土層的Q10值變化范圍為0.45—4.93之間。Q10值在各水分處理間沒有顯著性差異(P>0.05),指示了土壤水分對(duì)碳礦化作用的影響可能通過其他因素體現(xiàn)[40]?；顒?dòng)層中Q10值隨深度增加而逐漸減小,平均值約為2.46,與同地區(qū)濕地土壤相似[43,45]。多年凍土層中Q10值隨深度增加表現(xiàn)出先增后減的規(guī)律,與黑河流域上游多年凍土區(qū)土壤有機(jī)碳礦化溫度敏感性的剖面規(guī)律類似[6]。增溫對(duì)活動(dòng)層底部(120—150 cm)和多年凍土層頂部(150—180 cm)土壤有機(jī)碳礦化的影響不同于其他土層,基于指數(shù)模型的擬合系數(shù)并不理想。這可能是因?yàn)槎嗄陜鐾镣嘶尘跋?凍融作用使得活動(dòng)層底部及多年凍土層頂部土壤水熱條件和微生物多樣性復(fù)雜。其次對(duì)應(yīng)深度處土壤SOC、DOC含量較低(圖1),而土壤活性碳是微生物作用的基質(zhì),模擬實(shí)驗(yàn)的高溫環(huán)境促使微生物在較短時(shí)間內(nèi)消耗土壤可利用性碳組分,減少了培養(yǎng)后期底物的供給[46],因此觀測(cè)到的累積礦化量較低。此外,我們的實(shí)驗(yàn)觀測(cè)到了較高的甲烷排放,多年凍土區(qū)過渡層 CO2通量的降低或與此深度較高的CH4排放有關(guān)。Jiang等[47]關(guān)于大興安嶺泥炭地土壤碳排放的研究證實(shí)了這一觀點(diǎn)。孫曉新等[48]指出活動(dòng)層深度增加必將影響CH4通量。這是由于水熱的變化導(dǎo)致凍結(jié)在深層土壤中相對(duì)穩(wěn)定的有機(jī)碳轉(zhuǎn)變?yōu)橐妆晃⑸锢玫挠袡C(jī)碳,使得產(chǎn)甲烷菌可利用底物增加[49-50]。因此多年凍土區(qū)過渡層土壤有機(jī)碳礦化過程對(duì)溫度增加的響應(yīng)異于其他土層,呈現(xiàn)隨溫度升高反而減弱的現(xiàn)象。雖然整體來看深層多年凍土中Q10值小于活動(dòng)層,但是隨著水分的增加,兩者的差值在逐漸縮小。而凍土層上限面被認(rèn)為具有隔水層的作用,未來氣候持續(xù)變暖導(dǎo)致的凍土退化會(huì)引起凍土層的消融,進(jìn)而改變水分運(yùn)移規(guī)律,可能使得多年凍土層土壤含水量增大。這意味著如果未來氣候持續(xù)變暖,多年凍土層的融化將使得大興安嶺深層土壤有機(jī)碳分解潛力變大。

4 結(jié)論

對(duì)大興安嶺多年凍土區(qū)北部林區(qū)土壤碳氮含量隨深度的分布格局及有機(jī)碳礦化對(duì)溫度和水分的響應(yīng)特征進(jìn)行分析,得到如下結(jié)論:

活動(dòng)層Q10平均值為2.46,多年凍土層頂部出極低值,多年凍土層Q10平均值為1.91。雖然多年凍土層土壤有機(jī)碳分解的溫度敏感性略低于活動(dòng)層土壤,但隨著水分的增加,兩者的差值逐漸縮小。這說明伴隨多年凍土退化出現(xiàn)的土壤水熱變化將使得大興安嶺深層土壤有機(jī)碳分解潛力增強(qiáng)。