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)是評價(jià)土壤碳動態(tài)的關(guān)鍵[7]。Song等[8]研究指出長期凍結(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,深層土壤對水熱變化的響應(yīng)強(qiáng)度并不次于淺層土壤。可見多年凍土深層土壤有機(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)碳儲量及潛在排放量的研究主要集中在淺層土壤,對較深土層知之甚少,尤其是我國高緯度多年凍土區(qū)深層土壤碳庫動態(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)碳儲量巨大,其細(xì)微變化可能會顯著影響地球系統(tǒng)溫室效應(yīng),是碳循環(huán)相關(guān)研究的重點(diǎn)關(guān)注對象之一。因此,了解林區(qū)土壤中的碳儲量、分布規(guī)律及其潛在排放量對于預(yù)測土壤碳庫與全球變暖間的反饋關(guān)系意義重大。

大興安嶺作為我國第二大凍土區(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)碳礦化對溫度和水分變化的響應(yīng)特征。該研究可為全面認(rèn)識多年凍土退化背景下區(qū)域碳循環(huán)及預(yù)測氣候變化提供基礎(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的黑龍江省漠河森林生態(tài)系統(tǒng)野外觀測站試驗(yàn)區(qū)內(nèi)選擇落葉松-灌叢濕地(53°28′ N, 122°20′ E)為研究對象。平均海拔約298 m,優(yōu)勢植被為興安落葉松(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?；顒訉油寥缽?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]。各層樣品手動去除植物根莖及碎石后用以測定土壤理化性質(zhì)和培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)。

1.3 樣品測定

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)瓶內(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為測試樣品與對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。對比分析活動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。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,多年凍土層平均值低于活動層土壤,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量及對氣候變化的響應(yīng)研究相對缺乏,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對水熱變化的響應(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代謝、反復(fù)的凍融過程及伴生的復(fù)雜微生物活動使得活動層中SOC和TN含量隨深度波動較大,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)對有機(jī)碳礦化的影響

3.3 土壤溫度、水分和深度對有機(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。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[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)為是微生物活動的底物,因此可推測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),指示了土壤水分對碳礦化作用的影響可能通過其他因素體現(xiàn)[40]。活動層中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]。增溫對活動層底部(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],因此觀測到的累積礦化量較低。此外,我們的實(shí)驗(yàn)觀測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)。