青藏高原多年凍土區兩種高寒草地生態系統土壤氮季節變化及其與環境因子的關系

謝梅珍， 趙 林， 吳曉東， 周華云， 岳廣陽

（1.中國科學院西北生態環境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室藏北高原冰凍圈特殊環境與災害國家野外科學觀測研究站，甘肅 蘭州 730000；2.中國科學院大學，北京 100049；3.南京信息工程大學地理科學學院，江蘇 南京 210044）

0 引言

多年凍土為溫度在0℃以下，存在兩年或兩年以上的巖土層［1］。我國的高緯度多年凍土主要分布在東北大、小興安嶺地區，高海拔多年凍土主要分布在西部高山及青藏高原地區，多年凍土總面積約2.15×106km2，占國土總面積的22.3%［2］。其中青藏高原地區多年凍土的實際面積為1.06×106km2［3］。在多年凍土區，活動層的凍融循環過程中，土壤會發生一系列的熱量交換及水分遷移［4］，這些變化會進一步影響土壤中養分的生物化學循環［5-9］。氮素在自然界中以不同形態的含氮分子或離子形式存在，通過礦化，硝化、反硝化以及固定過程在生態系統中循環，在維持生態平衡中占有非常重要的地位［10］，在氣候變化的大背景下，青藏高原土壤氮循環受到顯著影響［11-12］。因此，了解青藏高原土壤中各形態氮素的動態變化特征以及與環境因子的關系對于揭示氮循環對氣候變化的響應有重要的意義。

土壤可利用氮與微生物量氮組分比大分子有機氮更容易被轉化或被微生物及植物吸收利用［13］，這些氮組分的季節變化與植物生長有密不可分的關系，例如在青藏高原及北極地區，土壤可利用氮含量在植物生長旺盛期降低，在植物生長季后期或非生長季初期升高，且土壤微生物量氮含量在生長季也受到與植物之間養分競爭的限制［14-16］。除了植物吸收對土壤可利用氮與微生物量氮庫的影響之外，土壤水熱狀況也是氮組分季節變化的重要驅動因子［17-18］。在多年凍土區，活動層的凍融循環分為夏季融化過程、秋季凍結過程、冬季降溫過程及春季升溫4個階段［4］，在活動層凍融循環過程中，土壤熱量交換及水分遷移過程復雜，尤其在凍融交替季節［19-21］。另有研究表明，土壤可利用氮在冬春交替季/積雪融化季節有所升高［22-23］，土壤微生物量亦會受到雪深的影響［24-25］，這些現象對于氮淋失或減輕后續季節氮對植物生長的限制作用有非常重要的影響［26］。這些研究闡述了不同季節土壤可利用氮與微生物量氮的動態變化情況，但是，在青藏高原多年凍土區，整個凍融循環期或連續的生長季與非生長季中氮的季節變化與驅動因子的作用還不清楚。

青藏高原多年凍土區主要的草地生態系統有高寒沼澤草甸、高寒草甸、高寒草原及高寒荒漠，其中高寒草甸及高寒草原分別占有植被分布區域面積的48.59%和27.96%［27］。本研究通過對青藏高原高寒草甸及高寒草原2個不同典型草地生態系統下土壤可利用氮（銨態氮NH4+-N、硝態氮NO3--N及可溶性有機氮DON）及微生物量氮（MBN）的季節變化特征進行分析，揭示青藏高原高寒草甸及高寒草原草地生態系統下不同氮組分季節變化規律及其與環境因子之間的關系，為多年凍土區氮循環模式及其對氣候變化的響應提供研究基礎。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

本研究位于青藏高原多年凍土區腹地，該地區具有典型的干旱高原氣候，且分布有連續多年凍土。選擇2個典型的高寒草地生態系統，包括風火山高寒草甸及特大橋高寒草原生態系統作為研究區（圖1）。風火山高寒草甸及特大橋高寒草原研究區的海拔分別為4 896 m及4 563 m，年平均氣溫分別為-4.3℃及-4.0℃，活動層厚度分別為2.0 m及3.4 m，年均降水量分別為386 mm及350 mm，降水主要集中分布在夏季［16］。兩個研究區年平均積雪天數小于15天［28］。多年凍土區活動層凍融循環分為4個階段：夏季融化期、秋季凍結期、冬季降溫期以及春季升溫期。植物生長季為5月至9月，非生長季為10月至次年4月，風火山高寒草甸主要植物種類為高山嵩草（Kobresiapygmaea）、矮嵩草（Kobresiahumilis）等，總植被蓋度及地上生物量分別為80%及138.5 g·m-2，特大橋高寒草原主要植物種類為青藏苔草（Carexmorrcrofti）、紫花針茅（Stipapurpurea）等，總植被蓋度及地上生物量分別為23.3%及43.7 g·m-2。研究區土壤性質見表1。

表1 研究區土壤性質Table 1 Soil properties of the study area

圖1 研究區位置Fig.1 Location of the study area

1.2 樣品采集與分析

從2016年4月至2017年3月，每個月初進行土壤樣品采集，其中2016年12月及2017年2月未采樣。植被調查在2016年8月初進行。本研究使用隨機采樣方法。在每個研究區中，選擇平坦且植被均勻處隨機設置3個5 m×5 m大小采樣點，每個采樣點間距至少5 m。采樣時使用直徑為3.5 cm的土鉆進行采樣，采樣深度為0～10 cm。每個采樣點中采集3個樣品混合后形成1個混合土樣，因此，每個研究區收集到9個原始土壤樣品，并混合成為3個土樣。將采集好的混合土樣立即裝入自封袋，儲存在裝有冰袋的保溫箱中送回實驗室。將樣品過2 mm篩，移除礫石及植物凋落物后分成兩份，一份儲存到4℃冰箱中用于測定土壤NH4+-N、NO3--N、DON及MBN含量，一份在室內陰涼處風干，用于測定土壤全氮含量（TN）及pH值。具體方法如下：土壤可利用氮為NH4+-N、NO3--N、DON的總和，其中NH4+-N的測定利用2 mol·L-1KCl溶液提取后在間斷分析儀（SmartchemTM200）上用苯酚鈉比色法測得；NO3--N的測定利用2 mol·L-1KCl溶液提取后在間斷分析儀（SmartchemTM200）上用硫酸肼比色法測得；DON采用土壤可溶性全氮與無機氮之間的差別計算得出；MBN的含量使用氯仿熏蒸后經過0.5 mol·L-1K2SO4溶液提取與高溫消煮，與未熏蒸的差值得出；TN用凱氏定氮法測定（Foss8400）；SOC采用重鉻酸鉀氧化法測定；pH值用酸度計（PHS-3C型酸度計）測定；土壤容重采用環刀法測定；土壤顆分采用具有不同直徑篩孔的土篩測定。土壤10 cm處溫度由Campbell Scientific Inc測定，觀測精度為±0.03℃，土壤10 cm處體積含水量使用TDR-100測定，觀測精度為±3%。

1.3 統計分析

采用Microsoft Excel 2003和SPSS 16.0統計分析軟件進行數據處理及差異顯著性檢驗；采用重復測量方差分析比較2種草地生態系統中土壤氮組分含量的差異，顯著性水平設定為α=0.05；采用皮爾森相關系數表示土壤活性氮組分與環境因子（土壤全氮、土壤pH、土壤溫度及土壤含水量）的相關性。采用Origin 8.0進行繪圖。

2 結果

2.1 土壤性質

土壤溫度在高寒草甸中變化幅度較高寒草原略小。在2個研究區中，土壤溫度均為7月最高，1月最低。土壤水分在高寒草甸中高于高寒草原。在2個研究區中，土壤水分均在生長季初期升高，在生長季保持全年內的較高水平，隨后在11月下降（圖2）。

圖2 土壤溫度與水分狀況Fig.2 Soil temperature and soil volumetric water content conditions

高寒草甸中土壤TN在生長季初期略有下降，生長季結束后逐漸升高；高寒草原中土壤TN含量在全年內保持穩定。高寒草甸及高寒草原土壤TN的年內平均含量分別為1.85 g·kg-1及0.25 g·kg-1（圖3）。

圖3 土壤全氮（TN）含量的年內變化Fig.3 Monthly variation of soil TN content

2.2 土壤可利用氮及微生物量氮的季節變化

在2個研究區中，土壤NH4+-N的變化趨勢相似，且年內變化顯著。在活動層凍融交替季，高寒草甸土壤NH4+-N含量較高，高寒草原含量較低。在生長季初期，2種草地生態系統土壤NH4+-N急劇下降，在6月至10月之間保持穩定，在11月又快速上升。總體上看，土壤NH4+-N在非生長季含量高于生長季。高寒草甸及高寒草原中土壤NH4+-N年內平均含量分別為7.57 mg·kg-1及4.13 mg·kg-1（圖4）。

圖4 土壤銨態氮（NH4+-N）含量的年內變化Fig.4 Monthly variation of soil NH4+-N content

土壤NO3--N在2個研究區中變化趨勢相似，在生長季初期呈升高趨勢，在生長季末期及非生長季初期呈降低趨勢。在非生長季中期與深度凍結期，土壤NO3--N含量升高，隨后在凍融交替季節下降。高寒草甸及高寒草原土壤NO3--N年內平均含量分別為8.45 mg·kg-1及6.28 mg·kg-1（圖5）。

圖5 土壤硝態氮（NO3--N）含量的年內變化Fig.5 Monthly variation of soil NO3--N content

土壤DON在2個研究區的變化趨勢有所不同，在高寒草甸地區，土壤DON含量在5月呈上升趨勢，隨后下降保持穩定，直至1月再次上升；在高寒草原中，土壤DON含量在生長季逐漸下降，在非生長季逐漸上升，次年3月又有所下降。高寒草甸及高寒草原土壤DON年內平均含量分別為16.29 mg·kg-1及8.79 mg·kg-1（圖6）。

圖6 土壤可溶性有機氮（DON）含量的年內變化Fig.6 Monthly variation of soil DON content

土壤MBN含量在高寒草甸中變化劇烈，在高寒草原中變化趨勢較平緩。在高寒草甸中，土壤MBN含量從4月至6月急劇上升，隨后急劇下降，在非生長季初期和凍結初期又有所上升。在高寒草原中，土壤MBN含量在5月有所上升，隨后下降，在生長季中期至非生長季初期期間再次上升，隨后在非生長季緩慢下降。在高寒草甸及高寒草原中土壤MBN年內平均含量分別為41.96 mg·kg-1及5.10 mg·kg-1（圖7）。

圖7 土壤微生物量氮（MBN）含量的年內變化Fig.7 Monthly variation of soil MBN content

2.3 土壤可利用氮、微生物量氮與環境因子之間的關系

土壤NH4+-N與MBN在不同采樣時間及草地生態系統與采樣時間的交互作用下均具有顯著差異，土壤NO3--N與DON在不同草地生態系統之間具有顯著差異，在不同采樣時間及其與草地生態系統的交互作用下差異不顯著（表2）。

表2 土壤氮組分兩因素重復測量方差分析Table 2 Results from two-way repeated-measures ANOVA analysis of soil nitrogen fractions

在高寒草甸區，土壤可利用氮與含水量之間的相關系數為-0.98，呈顯著負相關，土壤MBN與TN之間的相關系數為0.69，呈顯著正相關；在高寒草原區，土壤可利用氮與TN之間的相關系數為0.78，呈顯著正相關（表3）。

表3 土壤可利用氮、微生物量氮與環境因子之間的皮爾森相關系數Table 3 Pearson’s correlation coefficients among soil available nitrogen，MBN and environmental factors

3 討論

3.1 土壤可利用氮及微生物量氮的季節變化

土壤可利用氮各組分的含量在不同的草地生態系統中季節變化趨勢相似，說明在研究區域內，不同草地生態系統對土壤中各組分可利用氮的季節變化趨勢的影響較小。影響土壤可利用氮季節變化的主要因素有微生物分解轉化，植物與微生物的吸收利用以及淋失等因素［16］。本研究中2個研究區域均位于青藏高原腹地，具有類似的氣候條件與植被生長時期，可能導致了在不同草地生態系統中土壤可利用氮組分具有相似的季節變化趨勢。

在整個采樣期中，土壤NH4+-N在生長季較低，而NO3--N在生長季較高。硝化作用與反硝化作用在調節土壤NH4+-N與NO3--N的平衡中起到重要作用［29-30］，研究表明在一定范圍內土壤水分含量升高有利于增強硝化作用［31］。在青藏高原風火山高寒草甸及特大橋高寒草原地區，表層土壤含水量達不到使土壤處在厭氧環境下的含量，因此表層土壤中主要以硝化作用為主。青藏高原降雨主要發生在夏季，此時土壤含水較高，可促進硝化作用的發生，使土壤中NO3--N含量升高，且生長季中較強的氨氧化作用使土壤NH4+-N含量保持在較低的水平［30］。本研究中，高寒草甸地區土壤NH4+-N含量在凍融交替季節（4月）高于高寒草原，Freppaz等［32］、李源等［33］認為，凍融可能導致土壤中不可利用的有機膠體中NH4+-N的釋放，且凍融作用可破壞土壤有機質結構使其更易分解為小分子物質［34］。在本研究中，高寒草甸土壤有機質含量顯著高于高寒草原，因此在高寒草甸地區，土壤受凍融作用的影響，可能釋放出更多的NH4+-N，導致在高寒草甸土壤中NH4+-N含量高于高原草原。土壤DON可被微生物礦化分解為無機氮，或被植物直接吸收利用［35-36］，在氮地球化學循環及生態系統的穩定方面占有很重要的作用［37］。本研究中，土壤DON在生長季有所下降，這可能與生長季土壤DON被植物吸收以及此時期淋溶損失有較大關系。一般來說，土壤團聚體呈負電性，因此同為負電性的DON不易被吸附，導致其易在土壤含水量較高的生長季隨水分遷移淋失，含量下降。

土壤微生物是土壤評價的重要指標［10］，土壤MBN可表征土壤中微生物的活性［38-39］。本研究中，在生長季，土壤MBN在2種草地生態系統中均呈下降趨勢。在高原上植物更傾向于吸收NO3--N，微生物更傾向于吸收NH4+-N［40］。本研究發現，土壤中NH4+-N含量在生長季較低，這可能導致了土壤MBN含量在生長季減少。凍融作用對土壤微生物的影響受環境條件的制約，一方面凍融交替可導致微生物死亡分解［41］，使土壤中現有微生物活性下降［32］；另一方面死亡的微生物殘體中釋放的養分可供幸存微生物使用，可激發殘留微生物活性［42］。本研究中，土壤融化過程中（4月）微生物氮含量較低，而凍結過程中（10月）土壤微生物量氮含量略有上升。這可能是由于在融化期，凍融作用導致大量微生物死亡，而在凍結期土壤水分變化較小，為幸存微生物提供了較為穩定的生存環境，使土壤中殘留微生物的活性緩慢增強［42］。在10月至3月，高寒草甸中土壤MBN含量呈波動上升趨勢，而高寒草原中呈緩慢下降趨勢。研究表明，土壤溫度、含水量及其相互作用可導致不同草地類型土壤MBN含量變化趨勢不同［15］。高寒草原地區土壤含水量小于高寒草甸地區，冬季土壤凍結可使高寒草原地區土壤未凍水含量進一步降低，進而影響土壤中微生物活性［15］。此外，土壤MBN在2種不同草地生態系統中變化趨勢相似，而波動幅度差異較大。由于高寒草甸土壤有機質含量豐富，土壤中具有更多的可供分解周轉的底物，而在高寒草原中，土壤有機質含量較低，微生物僅可利用有限的底物，使得高寒草甸土壤MBN變化幅度大于高寒高原［43］。

3.2 土壤可利用氮、微生物量氮與環境因子的關系

土壤可利用氮與MBN的季節變化受到環境因子的驅動［15，24］。本研究中，土壤溫度與土壤水分對土壤可利用氮與MBN的影響不明顯，甚至在高寒草甸中土壤水分與可利用氮呈現負相關現象，這可能是由于本研究中土壤水分主要受降水的影響［44］。降水主要集中在夏季［45］，此時植被對土壤氮養分的吸收較強烈，減弱了土壤水分對土壤可利用氮與MBN的作用效果。在不同的草地生態系統中土壤可利用氮、土壤MBN與環境因子之間關系存在差異，其中土壤TN在2種草地生態系統中分別與MBN及可利用氮呈正相關。土壤TN可提供被微生物分解利用的底物，因此土壤TN含量是直接限制土壤可利用氮與MBN含量的因素之一。此外，盡管土壤pH值與可利用氮及MBN在本研究中無顯著相關性，但有研究表明，土壤pH值可以影響土壤微生物群落結構以及酶活性［38］，可能會進一步影響土壤MBN。

多年凍土地區具有氣候條件獨特，生態系統較敏感的特點，這些地區氮循環過程更容易受到氣候變化的影響。目前，在青藏高原對于氮循環各個環節與環境因子之間的關系還缺乏長期規律的野外觀測數據支持。因此，繼續在長時間序列上對青藏高原土壤氮進行監測，對加深氮循環的認識具有重要的科學意義。

4 結論

本研究分析了青藏高原地區2種典型的草地生態系統中土壤可利用氮及MBN的季節變化，結果表明，2種草地生態系統中，土壤可利用氮組分與MBN均存在明顯的季節波動。土壤可利用氮及MBN在2種不同草地生態系統中季節變化趨勢相似，風火山地區高寒草甸生態系統中土壤MBN變化幅度大于特大橋地區高寒草原生態系統，此外，不同的可利用氮組分變化趨勢不同。研究區中不同草地生態系統對土壤氮組分季節變化趨勢影響較小，而風火山地區高寒草甸生態系統土壤中較高的土壤有機質含量使土壤MBN具有較大的變化空間。土壤TN可影響土壤氮組分含量的季節變化，但在不同的草地生態系統中其影響模式不同。