陳 哲, 徐 巍, 門 雙, 張振華, 張中華, 王英典,2,6, 趙新全, 王文穎, 孫 建, 邵新慶, 杜巖功, 周華坤*

(1.青海師范大學(xué)，青海 西寧 810016；2.高原科學(xué)與可持續(xù)發(fā)展研究院，青海 西寧 810016；3.中國科學(xué)院西北高原生物研究所青海省寒區(qū)恢復(fù)生態(tài)學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海 西寧 810008；4.中國科學(xué)院青藏高原研究所，北京 100085；5.中國農(nóng)業(yè)大學(xué)，北京 100083；6.青海省青藏高原生物多樣性形成機(jī)制與綜合利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海 西寧 810016；7.青海省青藏高原藥用動(dòng)植物資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，青海 西寧 810016)

土壤凍融交替是土壤與大氣間因季節(jié)或晝夜溫差所導(dǎo)致的反復(fù)“凍結(jié)—融化”過程[1]，全球具有凍融現(xiàn)象的土壤面積約占陸地總面積的70%[2]。低溫導(dǎo)致凍土區(qū)土壤富含有機(jī)質(zhì)，其中北極和亞北極泥炭多年凍土總氮(Nitrogen，N)儲(chǔ)量達(dá)9.7 Pg，占全球土壤N儲(chǔ)量的10%[3]，青藏高原凍土區(qū)0～3 m土層N儲(chǔ)量存約1.8 Pg[4]。而凍融過程中土體的脹縮會(huì)導(dǎo)致土壤團(tuán)聚體結(jié)構(gòu)破碎[5]、植物根系斷裂死亡[6]，同時(shí)冰晶會(huì)殺死部分微生物并裂解釋放出小分子有機(jī)物等[7]，這些過程會(huì)顯著改善土壤有效氮素水平[8-9]。當(dāng)前，全球氣候變暖正深刻改變凍土區(qū)土壤凍融格局，例如多年凍土區(qū)土壤活動(dòng)層厚度增加、表土融化期延長(zhǎng)[10-11]，冬季積雪覆蓋減少[12]，這將使表土經(jīng)歷更為頻繁的凍融交替[13]，形成大量“有氧”“無氧”或者介于二者之間的具有獨(dú)特氧化還原條件的微域，為硝化作用和反硝化作用創(chuàng)造有利條件，加速凍土區(qū)土壤有機(jī)質(zhì)礦化[14-15]。在全球中—高緯度不同類型高寒生態(tài)系統(tǒng)中，凍融作用導(dǎo)致土壤N2O排放量占全年總排放量的10%～80%[16]，且百年尺度上N2O的輻射脅迫強(qiáng)度是等物質(zhì)量二氧化碳(CO2)溫室效應(yīng)的273倍[17]。因此，凍融過程不但導(dǎo)致土壤氮轉(zhuǎn)化關(guān)鍵過程發(fā)生改變，而且該時(shí)期N2O大量排放也是全球溫室氣體排放中不可忽視的“源”，對(duì)全球氣候變暖將產(chǎn)生正反饋效應(yīng)[18]。因此，凍融交替是寒冷地區(qū)生態(tài)系統(tǒng)土壤養(yǎng)分生物地球化學(xué)循環(huán)的重要驅(qū)動(dòng)力。

凍土區(qū)表層土壤作為凍融交替最為頻繁、生物化學(xué)過程最為活躍、養(yǎng)分最為豐富的土層，其土壤氮轉(zhuǎn)化與凍融效應(yīng)密切相關(guān)。作為全球氣候變化的“敏感區(qū)”和“先兆區(qū)”，青藏高原過去幾十年正變得溫暖、濕潤。其氣溫增加幅度高于全球平均水平，達(dá)到0.16～0.67℃·(10a)-1，冬季增溫速率(0.45 ℃·(10a)-1)是夏季增幅(0.25℃·(10a)-1)的近兩倍[19]。平均溫度，特別是冬季溫度的持續(xù)上升，導(dǎo)致青藏高原凍土區(qū)活動(dòng)層土壤開始凍結(jié)的時(shí)間以1.7 d·(10a)-1的速率延后，活動(dòng)層解凍時(shí)間則以4.7 d·(10a)-1的速率提前[20]，若非生長(zhǎng)季表層土壤(0～20 cm)增溫幅度達(dá)到2.03～2.3℃時(shí)，凍土層厚度將減少14.8%，完全凍結(jié)的持續(xù)天數(shù)減少44～83天，春季表土凍融交替的天數(shù)增加37～44天[21]。另外，青藏高原近幾十年來大部分地區(qū)年均降水量增幅達(dá)3.8 mm·(10a)-1，且增加的降水主要發(fā)生在植物非生長(zhǎng)季(11月—次年4月，3.4 mm·(10a)-1)[22]。由于水相對(duì)土壤礦質(zhì)顆粒具有較大的比熱容，土壤水分含量的微小波動(dòng)會(huì)引起土壤熱容量大幅改變，進(jìn)而改變凍融過程中熱交換過程。因此降水時(shí)空的變化同樣影響土壤凍融格局和氮轉(zhuǎn)化。所以，氣候變化對(duì)青藏高原凍土區(qū)帶來的是溫度、降水、凍融次數(shù)的多重改變。全球范圍各類生態(tài)系統(tǒng)(農(nóng)田、林地、草地、濕地)凍融期N2O-N通量較大波動(dòng)范圍(0.7～27.2 kg·ha-1·a-1)可能與各系統(tǒng)中水分、溫度、凍融格局的差別有關(guān)[10,23]。因此，凍融過程中不同水、熱條件的耦合及凍融交替頻次的加劇使得青藏高原凍土區(qū)土壤氮轉(zhuǎn)化關(guān)鍵過程對(duì)氣候變化響應(yīng)的不確定性增加。

盡管針對(duì)凍融過程中水分、溫度、凍融循環(huán)次數(shù)、土壤類型等因子對(duì)土壤氮循環(huán)的影響已開展多項(xiàng)野外原位研究或室內(nèi)模擬研究，但大多以單因子試驗(yàn)為主。也有多個(gè)假說試圖厘清凍融時(shí)期氮素有效性的調(diào)控機(jī)制[10,23-24]，但關(guān)于長(zhǎng)期頻繁凍融過程中氮轉(zhuǎn)化關(guān)鍵過程對(duì)不同水熱耦合響應(yīng)的情況探討還比較欠缺，不利于準(zhǔn)確評(píng)估氣候變化背景下的凍土區(qū)土壤養(yǎng)分轉(zhuǎn)化?；诖?，本研究擬采用室內(nèi)模擬試驗(yàn)，監(jiān)測(cè)不同梯度土壤水分和溫度組合處理在長(zhǎng)期凍融循環(huán)過程中土壤有效氮庫組分，通過對(duì)比分析、結(jié)構(gòu)方程模型等統(tǒng)計(jì)方法，探討青藏高原島狀凍土區(qū)高寒草甸活動(dòng)層土壤氮素有效性對(duì)水、熱及凍融循環(huán)次數(shù)的響應(yīng)方式，以期為近一步探討和預(yù)測(cè)氣候變化背景下，青藏高原高寒草地暖干化、暖濕化及長(zhǎng)期凍融交替等情形可能對(duì)土壤氮循環(huán)產(chǎn)生的影響提供一定支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

受試土壤樣品采自祁連山脈東段大通達(dá)阪山(101°23′47.21′′ E，37°20′16.93′′ N，海拔3 705 m)。采樣點(diǎn)距青海海北高寒草地生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學(xué)觀測(cè)研究站(簡(jiǎn)稱“海北站”)直線距離30.7 km。該區(qū)屬典型高原大陸性氣候，冷季漫長(zhǎng)，暖季短暫。海北站多年氣象數(shù)據(jù)表明，該地年平均氣溫—1.6℃，最暖月(7月)平均氣溫10.1℃，最冷月(1月)平均氣溫—15℃，歷史極端最高溫26.8℃，最低溫—37.1℃。年內(nèi)日最低氣溫0℃以下的天數(shù)高達(dá)280天。多年平均降水量560 mm，其中80%分布于生長(zhǎng)季(5—9月)。區(qū)域年均蒸發(fā)量1 238.0 mm。土壤樣品采集地點(diǎn)植被為以高山嵩草(Kobresiapygmaea)為優(yōu)勢(shì)種的典型高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)。植被平均高度小于10 cm，平均地上生物量210 g·m-2。采樣區(qū)土壤為斑(島)狀永久凍土區(qū)的活動(dòng)層土壤，屬草氈寒凍雛形土，表層(0～20 cm)土壤有機(jī)質(zhì)含量45.4 g·kg-1，容重0.90 g·cm-3，pH值7.46，含水量32.7%(6—8月)。表層土壤于10月上旬開始凍結(jié)，3月底達(dá)到最大凍結(jié)深度(187 cm)，隨后表土開始融化并于6月上旬全部融通[25]，全部解凍前表土持續(xù)經(jīng)歷約40次晝夜凍融交替[21]。

1.2 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

本研究旨在探究長(zhǎng)期凍融交替過程中土壤水分(W)和融化溫度(T)兩個(gè)因素不同水平下的耦合作用對(duì)土壤氮庫組分的影響。采用兩因素三水平完全隨機(jī)區(qū)組試驗(yàn)設(shè)計(jì)，共9種處理。根據(jù)受試土壤持水能力，將水分梯度分別控制為體積含水量15%(W15，干燥)、30%(W30，潮濕)和45%(W45，具1 mm水層)。分別模擬降水減少導(dǎo)致土壤水分虧缺，正常年份生長(zhǎng)季自然狀態(tài)和降水大量增加后土壤水分飽和三種濕度情形。鑒于海北站表層土壤10月下旬—11月中旬和3月上旬—4月中旬兩個(gè)晝夜凍融時(shí)期，近五年來此階段95%以上天數(shù)的晝夜溫度處于—13℃與13℃間波動(dòng)，故我們將所有處理的凍結(jié)溫度統(tǒng)一設(shè)定為—20℃，將融化溫度梯度分別控制為5℃(T5，低溫)、10℃(T10，中溫)和20℃(T20，高溫)，分別模擬日最高氣溫降低后低溫融化情形，正常年份的自然融化和日最高溫增加后的高溫融化情形，9個(gè)處理分別為W15T5，W15T10，W15T20(區(qū)組1)，W30T5，W30T10，W30T20(區(qū)組2)，W45T5，W45T10，W45T20(區(qū)組3)。各處理設(shè)3次重復(fù)，共27個(gè)受試土壤單元。以各處理在實(shí)施第一次模擬凍融交替前一天的土壤狀態(tài)為對(duì)照。

在預(yù)先設(shè)定好的三塊30 m×30 m的樣地中，采取梅花布點(diǎn)的方式，布設(shè)5個(gè)50 cm×50 cm的樣方框，齊地剪取植物地上生物量，帶回實(shí)驗(yàn)室烘干至恒重測(cè)定生物量。用直徑10 cm根鉆在剪除地上植物后的樣方中采集0～20 cm足夠的土壤，帶回實(shí)驗(yàn)室，剔除枯枝、落葉后，輕揉土塊，盡量減少土壤團(tuán)聚體的人為物理破碎，過2 mm土篩，剔除植物根系、石礫等。稱取500 g過篩后的土壤，轉(zhuǎn)入體積1 L具塞玻璃廣口瓶，搖晃瓶體保證土壤與瓶體均勻接觸且上表面平整。瓶中土壤高度8～10 cm，土表距瓶口11～13 cm。采用便攜式土壤濕度計(jì)測(cè)定各受試樣平土壤體積含水量，用超純水將其調(diào)至處理所設(shè)水平。水分梯度設(shè)置好后，記錄各樣品瓶總質(zhì)量，做為后期補(bǔ)充水分的依據(jù)。

由于土壤采樣期，研究區(qū)日最高溫近20℃，為盡可能使受試土壤與冷季初期凍結(jié)前的自然狀況相接近，對(duì)所有土壤樣品做低溫馴化處理。做法為將所有樣品先后在15℃，10℃和5℃培養(yǎng)箱各培養(yǎng)1周，再使用3臺(tái)具有制熱和制冷雙重功能的培養(yǎng)箱進(jìn)行晝夜凍融交替模擬處理，將凍結(jié)溫度和融化溫度持續(xù)時(shí)間均設(shè)為12小時(shí)(8:00—20:00融化，20:00—次日8時(shí)凍結(jié))，利用機(jī)器溫控自動(dòng)循環(huán)程序進(jìn)行晝夜溫度調(diào)整。在低溫馴化和模擬凍融交替過程中每5天測(cè)定一次瓶體總質(zhì)量，根據(jù)質(zhì)量變化補(bǔ)充因蒸發(fā)導(dǎo)致的土壤含水量的下降，保證土壤水分穩(wěn)定。共模擬149天(次)晝夜凍融交替。

1.3 樣品測(cè)定方法

1.3.2微生物量測(cè)定 微生物量氮(Microbial biomass nitrogen，MBN)含量，主要通過氯仿熏蒸的方法完成。步驟如下：稱取經(jīng)前處理的12.5 g新鮮土壤樣品，置于50 mL燒杯中，將燒杯放入盛有氯仿的真空干燥器中，用真空泵以—0.07 Mpa壓力抽真空，氯仿劇烈沸騰3～5 min停止，重復(fù)抽真空2次。關(guān)閉干燥器閥門，于25℃黑暗條件下熏蒸24 h。同時(shí)做未熏蒸對(duì)照組。熏蒸結(jié)束后用0.5 mol·L-1K2SO4溶液，按土水比1∶4(w∶v)混合液，混合液在25℃條件下，轉(zhuǎn)速200 r·min-1的震蕩器上震蕩30 min，用中速定量濾紙過濾。取10 mL過濾液，用TOC/TN分析儀(multi N/C 3100,Analytikjena,Germany)測(cè)定浸提液總氮(Total nitrogen，TN)含量[26]。

土壤微生物量氮(MBN)含量計(jì)算方法如公式：

式中EN為熏蒸土壤浸液提測(cè)定的TN與不熏蒸土壤浸提測(cè)定的TN的差值；KEN取0.54[27]。

1.4 數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)

各處理和對(duì)照的測(cè)量指標(biāo)在SPSS(IBM SPSS Statistics 20.0,SPSS Inc.,Chicago,USA)中利用單因素方差分析(ANOVA)并結(jié)合LSD法進(jìn)行多重比較，顯著性水平選取α=0.05。所有數(shù)據(jù)在SPSS中經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)化轉(zhuǎn)換后，使用Amos(IBM SPSS Amos 24.0,SPSS Inc.,Chicago,USA)軟件構(gòu)建微生物量與環(huán)境因子和氮庫組分間的結(jié)構(gòu)方程模型，并計(jì)算各路徑系數(shù)。使用Origin(OriginPro 2020b,OriginLab Corp.,Northampton,USA)制圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤有效氮組分變化

圖1 長(zhǎng)期凍融交替過程中土壤銨態(tài)氮、硝態(tài)氮含量動(dòng)態(tài)特征

圖2 不同處理下凍融前期和后期氮庫組分均值差異性

(3)DON含量

圖3 長(zhǎng)期凍融交替過程中土壤溶解性有機(jī)氮含量變化特征

2.2 土壤微生物量變化

不同水分條件下MBN對(duì)長(zhǎng)期凍融的響應(yīng)有所區(qū)別，其中W30和W45區(qū)組MBN也與土壤速效氮一樣呈現(xiàn)前期增加后期降低的趨勢(shì)，峰值較凍融前對(duì)照增加1～2倍(圖4)，但W15區(qū)組在整個(gè)試驗(yàn)周期中均無顯著波動(dòng)。W30和W45區(qū)組中除W30T20處理外，其它處理MBN前期累積量均值(42.67～52.66 mg·kg-1)顯著高于W15區(qū)組各處理(28.77～36.22 mg·kg-1)。相同水分條件下，不同融化溫度處理并未顯著改變MBN動(dòng)態(tài)規(guī)律及凍融前期和后期的平均值(圖2-d)。另外，在低溫(5℃)融化環(huán)境下，長(zhǎng)期處理反而使得MBN積累有明顯的增長(zhǎng)趨勢(shì)，而高溫條件下凍融后期MBN含量回歸到與凍融前對(duì)照相當(dāng)?shù)乃?圖4a)。表明MBN對(duì)凍融過程中水分響應(yīng)相比融化溫度更強(qiáng)烈，長(zhǎng)期低溫有利于微生物氮固持。

圖4 微生物量氮含量動(dòng)態(tài)特征

2.3 調(diào)控土壤氮庫組分的因子分析

為探明長(zhǎng)期凍融過程中土壤水分、凍融溫度、凍融頻次對(duì)土壤氮庫氮素有效性的影響，我們采取結(jié)構(gòu)方程模型的方法量化了環(huán)境因子和不同形態(tài)氮含量對(duì)土壤氮素有效性的影響，結(jié)果表明隨著土壤水分的增加，其通過促進(jìn)MBN含量(路徑系數(shù)0.328)和DON含量(路徑系數(shù)0.376)，進(jìn)而提高氮庫有效性，總效應(yīng)為0.329；凍融的頻次和融化溫度均對(duì)土壤微生物量氮含量無顯著關(guān)系，其主要通過調(diào)節(jié)DON含量，影響氮庫有效性，但與水分不同的是，凍融頻次和融化溫度對(duì)DON含量均具有顯著負(fù)效應(yīng)，路徑系數(shù)分別為—0.211和—0.229，二者對(duì)氮庫有效性的總效應(yīng)分別為—0.128和—0.139(圖5)?？梢婋S著凍融頻次和融化溫度的增加，長(zhǎng)期高溫條件下的頻繁凍融交替會(huì)導(dǎo)致土壤氮素有效性衰減。

圖5 影響土壤氮庫有效性的結(jié)構(gòu)方程模型分析

3 討論

3.1 凍融頻次對(duì)土壤氮庫的影響

3.2 凍融溫度對(duì)土壤氮庫的影響

另外，W45區(qū)組的土壤氮庫對(duì)融化溫度響應(yīng)不敏感的主要原因可能與高水分條件下土壤高的比熱容有關(guān)。因?yàn)樗謨鋈谶^程中發(fā)生相變會(huì)吸收或釋放大量熱量，影響土壤熱量分布和熱量傳遞過程[41]。且土壤熱傳導(dǎo)率和液態(tài)含水率呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系，即在土壤凍結(jié)過程中，液態(tài)水相變會(huì)降低土壤的熱傳導(dǎo)率，也就是說高含水量的土壤發(fā)生凍結(jié)后將減緩大氣熱量向土體內(nèi)部的傳導(dǎo)[42]。因此凍融過程中復(fù)雜的水熱關(guān)系導(dǎo)致即便在相似的融化溫度下，凍融過程中潮濕土壤與干燥土壤的溫度波動(dòng)、凍結(jié)持續(xù)時(shí)間、水分狀態(tài)、土壤空隙等可能存在顯著差異[43]。故水-熱-氣條件的同步變化造成凍融過程中凍土區(qū)土壤物質(zhì)轉(zhuǎn)化具有較大的不確定性。

3.3 水分對(duì)土壤氮庫的影響

4 結(jié)論