19世纪80年代以来, 由于工业化的全面推进, 大气层中的CO₂浓度不断攀升, 致使全球地表平均温度提高了0.74℃, 预计在21世纪末期温度又将持续增加1.8~4℃^[1].气候变暖已是全世界所有国家急需应对的环境问题, 并具有非常明显的季节差异, 即冬季增温水平远远高于其他季节^{[2, 3]}.东北黑土区土质肥沃, 富含有机质(碳、氮), 在长达半年的时间里, 黑土均处于冻融状态^{[4, 5]}.根据我国黑吉辽蒙等地区多个站台的温度实测资料发现, 近年来东北地区冬季温度总体呈上升趋势且增幅高于全国平均增温水平^[6].而气候变暖会使冬季黑土表面覆盖的积雪厚度和土壤冻结程度发生变化, 且影响土壤冻融循环频率和次数, 进而对冻结期甚至全年的土壤碳氮固定、转化及释放过程产生深远影响^[7].因此, 探究气候变暖对冻结期黑土碳氮循环的影响具有非常重要的意义.

土壤碳氮循环是全球碳氮循环的重要组成部分, 温度影响着碳氮循环过程的各个环节, 大量研究指出, 气候变暖对冬季土壤碳氮循环过程及土壤植物、微生物、养分均有重要影响^{[8, 9]}. Li等^[10]综合分析了冬季积雪厚度变化对土壤碳循环的影响, 结果表明冬季CO₂的排放量随着积雪覆盖厚度的增加而增长, 同时明显降低土壤中总碳含量, 并指出积雪厚度的增加导致了更高土壤温湿度进而产生了这些变化.Groffman等^[11]通过多年的实地监测发现, 冬季微生物呼吸的重要影响因素是土壤溶解性有机碳的可利用性, 气温的上升引起积雪厚度及持续时间的降低会使土壤溶解性有机碳逐渐固定, 进而抑制冬季微生物呼吸作用.Natali等^[12]利用设置雪墙增加温度的方式发现, 温度提升1.6℃将会增加十分之一的冻土融化深度, 这使冬季土壤呼吸速率提高1倍, 从而影响全年碳平衡.Turner等^[13]通过增加冬季土壤表面积雪覆盖厚度的方法, 模拟冬季增温进而研究其对土壤氮素的影响, 结果表明温度的上升可以增加土壤净氮矿化作用并使土壤氮素损失的可能性增加.Shibata等^[14]凭借对日本北部森林的多年试验分析发现, 气候变暖会导致降雪总量减少, 致使作为土壤隔热层的雪盖厚度减少, 土壤表面的冻融次数和频率增加, 并对土壤硝化和氨化产生一定的影响.Reinmann等^[15]所做的森林积雪处理试验结果表明, 积雪较深时, 土壤中更多氮素会被固定在微生物体内, 积雪较浅时, 土壤冻结程度加重会使植物细根死亡率增加, 使其对土壤氮的吸收能力降低, 最终导致陆地生态系统氮汇增加.预估计全球生态系统的碳氮平衡, 以及精确预测全球气候变暖对土壤碳氮收支平衡影响的不确定性, 研究增温对冬季土壤碳氮循环的影响就显得尤为重要.以往的研究大多集中在对高纬度、高海拔的永久冻土区, 而有关季节性冻土地区的碳氮循环报道仍然十分有限, 且大部分学者只是对融化期的土壤进行了碳氮的测定和分析, 很少有探究变暖对冻结期土壤碳氮循环的影响.同时, 东北黑土碳氮动态对气候变暖的响应比较敏感, 但近年来的研究大都停留在生长季节升温, 而关于冬季增温对该地区碳氮循环的影响研究鲜见报道.此外, 目前模拟冬季增温的手段大部分是采取对土壤表面积雪厚度处理的方法, 虽然可以达到增温的效果, 但是由于该手段人为破坏了影响土壤碳氮循环的重要因素——积雪, 违背了冬季气候变暖产生的原因与表象, 仍然无法真正做到准确模拟冬季增温机制.

鉴于此, 为研究气候变暖对冻结期黑土碳氮循环的影响, 本试验以黑土碳氮为研究对象, 使用红外辐射仪对冻结期的黑土进行不同水平的加热, 分析了气候变暖对冻结期黑土水热、霜冻状态及土壤碳氮循环的影响.通过探究增温对冻结期黑土碳氮循环的影响效应, 以期为未来全球生物地球化学循环模型完善和相应预测提供科学依据.

本研究于2019年11月~2020年1月在黑龙江省哈尔滨市东北农业大学水利综合试验场(45°44′41″N, 126°45′32″E)内进行, 如图 1所示.该试验地每年生长季节均会种植一次季大豆, 并在9月进行收割和重新翻土处理.试验场地坐落于哈尔滨市香坊区, 具备长期稳定供电能力, 便于长期定点观测、获取土样和样本处理, 以保证试验的准确性.哈尔滨地区平均海拔138 m, 属于温带大陆性季风气候, 冬季多年平均气温为-14.2℃, 最冷月平均温度-19.6℃, 历年积雪覆盖期为110 d, 无霜期140 d, 年最大冻结深度为180 cm, 无多年冻土层, 全年平均降水量约为570 mm.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地理位置示意 Fig. 1 Geographical location of the study area

在气候、地形因素及人类活动的综合影响下, 致使哈尔滨地区土壤类型比较多, 总计9个土类、21个亚类和25个土种.其中黑土是该地的主要土壤, 同时也是数量最多、分布最广的土壤类型.本研究区土壤黑土层厚度大约为100 cm, 不同土层的土壤物理性质见表 1.

表 1 (Table 1)

表 1 不同土层的物理性质 Table 1 Soil physical properties at different depths 土层深度/cm 干容重/g·cm-3 颗粒组成(质量分数)/% 饱和含水率/% 有机质/% 砂粒 粉粒 黏粒 0~20 1.46 44.76 36.90 18.34 43.30 3.45 20~40 1.50 34.21 40.64 25.15 42.50 2.68 40~60 1.52 29.66 43.93 26.41 40.11 1.32 60~100 1.57 27.47 45.34 27.19 40.85 0.79

表 1 不同土层的物理性质 Table 1 Soil physical properties at different depths

本试验采用随机区组布置法, 共有3个区组, 其中每个区组中包含3个处理, 分别为两个加热处理(W1、W2)和一个对照处理(C).在2019年10月, 将3个面积为2 m×2 m的地块并排布置, 相邻试验地块之间相隔1 m, 以保证3个试验地块在地形、土壤质地、地上生物数量及组成等方面的相似性.在需要加热处理的两个地块中(W1和W2), 将红外辐射加热器(MRM2420, 卡格洛电子有限公司, 美国)设置在相应地块正上方1.2 m处, 并通过改变加热调节旋钮位置的方法, 以达到不同的加热效果.由于IPCC第一工作组在第五次评估报告中提出：在21世纪末期全球地表平均升温幅度将达到1.8~4.0℃^[1].所以本试验设定W1和W2两个增温地块的表层土壤温度(0 cm土壤温度)相对于对照处理分别增加1.8℃和4.0℃, 但因为冻结期间低温和寒风的扰动, 两个增温地块的表层土壤温度实际增幅可能与试验设定有轻微差距.在对照处理中(C), 则采用与MRM2420加热器相同材料、形状和重量的框架安装在地块上方1.2 m处, 这可以尽可能消除由于外在条件不同而造成的误差.同时, 在每个地块的东、西、北这3个方向分别安装上一块1.5m×2m的金属板, 以减小冬季寒风对加热效果的影响.试验地块的加热处理从2019年11月持续到2020年1月.并且在2020年1月使用内径5 cm, 内高15 cm圆柱形不锈钢材质的取土器分别从每个地块的土壤表层随机取出3个直径为5 cm、高度15 cm的圆柱形土壤样本.人工将土壤样本中植物根系、石块去除, 均匀混合后带回实验室并对土壤总有机碳(SOC)、活性有机碳(LC)、硝态氮(NO₃^--N)、铵态氮(NH₄⁺-N)、总无机氮(TIN)和全氮(TN)含量进行测定.

(1) 土壤温湿度  在每个地块的正中心位置, 埋设土壤温湿度传感器(ET100, 北京东方生态, 中国), 用以连续监测0~100 cm土层深度的温度和水分.土壤温湿度数据由采集器每隔60 min自动收集并记录一次.

(2) 地表空气温度  使用空气温度传感器(NH121, 中科能慧科技, 中国)对土表上方15 cm空间的气温进行实时监测, 并由数据采集器(NHJLY2801, 中科能慧科技, 中国)每10 min收集并记录一次数据.

(3) 土壤冻结深度  为了监测试验期间土壤冻结深度的变化, 在每个地块中心处安装一台冻土器, 每周通过人工方法对土壤冻结深度进行记录.

(4) 积雪厚度  对于每个地块的积雪覆盖深度使用米尺每周进行一次测量.

对于土壤总有机碳(SOC)含量的测定, 采用的方法是H₂SO₄-K₂CrO₇氧化法.

对于活性有机碳(LC)含量的测量, 采取的方法是333 mmol·L^-1 KMnO₄溶液氧化法.具体操作流程为: 从试验地块中取出的土样需要放在自然通风橱内进行长达10 d的自然风干, 接下来将已经风干的土壤样品经研磨后过孔径为0.5 mm孔筛, 根据土壤SOC含量, 计算出含有15 mg碳的土壤样品质量, 并将其作为待测样品的称样重, 然后将样品转移至50 mL带盖的塑料离心管中, 以不加土样作为空白对照.将离心管中加入25 mL浓度为333 mmol·L^-1的KMnO₄溶液.在25℃条件下, 将离心管放在振荡器上振荡(150~180次·min^-1)1 h, 然后在转速为2 000 r·min^-1条件下离心5 min, 随后将上清液用去离子水以1∶250倍稀释.稀释样品用分光光度计在565 nm处测定吸光值.接下来是配制不同浓度梯度的KMnO₄标准溶液, 同样是将其放在分光光度计上测定吸光值, 建立KMnO₄溶液浓度与吸光值的线性方程, 将稀释好的待测样品吸光值代入方程得到氧化活性有机碳后所剩余的KMnO₄溶液浓度, 用同样方法可以得到空白对照组所剩余的KMnO₄溶液浓度, 前后二者之差即为氧化活性有机碳后KMnO₄溶液的浓度变化值.根据假设, 氧化过程中KMnO₄溶液浓度每变化1 mmol·L^-1消耗0.75 mmol·L^-1或9 mg的活性有机碳(LC), 其中能被333 mmol·L^-1 KMnO₄氧化的碳是活性有机碳(LC), 不能被氧化的碳上则非活性有机碳, 由此便可以计算出土壤活性有机碳的含量.

对于土壤硝态氮(NO₃^--N)和铵态氮(NH₄⁺-N)含量的测定, 用1 mol·L^-1 KCl溶液对土壤浸提后, 使用连续流动分析仪(AA3, 布朗卢比公司, 德国)对其含量进行测定.土壤全氮(TN)含量则是采用全自动型氮测定仪(Kjeltec 8400, 福斯分析仪器公司, 丹麦), 按照凯氏定氮法测定.

净氮矿化和硝化速率的测定方法是原位埋袋法.在2019年12月使用内径5 cm, 内高15 cm圆柱形不锈钢材质的取土器从每个试验地块的土表随机取出3个直径为5 cm, 高度15 cm的圆柱形土样, 将其送回试验室进行土壤无机氮(TIN)含量的测定(包括：NO₃^--N和NH₄⁺-N).同时, 在每个地块已经取样的3个位置附近再分别取出1个与其形状、大小相同的土样, 并将这3个土样放入聚乙烯袋中, 密封(保留适量空气), 并送回到原处进行为期一个月的培养.培养结束之后使用连续流动分析仪(AA3, 布朗卢比公司, 德国)测定土壤中各种无机氮的含量.所有土壤样品均保存在4℃并且保证采样与分析之间时间间隔小于一周.计算方式如下：

使用气体通量室来测定土壤-大气CO₂通量.在每次测定之前, 将直径为287 mm, 高度为40 mm聚氯乙烯圆筒(圆筒顶部中心处有气体取样口)置于永久埋设在5 cm土层深度处并与之具有相同直径的聚氯乙烯基环上部.同时, 在2019年的11月15日、11月25日、12月5日、12月15日、12月25日及2020年1月4日每隔10 d对土壤-大气CO₂通量进行一次测量.每次测定时使用带有细针头的聚丙烯注射器在0、10、20和30 min这4个时间节点分别收集9 mL的气体样本, 随后将样本转移到集气袋中, 室温保存, 用气相色谱法分析(GC-2014C, 岛津公司, 日本), 热导率原理检测.最后, 利用土壤表面积、通量室容积及CO₂浓度线性变化率计算出土壤-大气CO₂通量.

使用Microsoft Excel 2019对试验数据进行初步整理及绘图, 采用SPSS 19.0统计分析数据, 利用最小显著差异法(LSD)和单因素方差分析(One-way ANOVA)进行显著性检验, 以P<0.05为显著性水平.

在整个试验期内, 3种不同处理样地的空气温度及0、10、20、40、60、80和100 cm土层温度呈下降趋势.同时, 两种加热处理方式均增加了土壤表面及不同深度土层的温度, 但对空气温度影响相对较小, 并且影响主要集中在冻结期增温处理的后期.除此之外, 从图 2中可以发现, W2处理相对于W1处理对空气温度及土壤温度的增温效果更好.

图 2

Fig. 2

图 2 不同处理条件下空气温度及各深度土壤温度的变化 Fig. 2 Variation of air and soil temperatures at different depths under different treatments

在W1和W2两种增温处理条件下, 增温幅度随着土层加深而逐渐减小, 且W2处理的温度增幅始终大于W1处理.同时, 两种增温方式除对0 cm土层温度和10 cm土层温度的影响显著外, 对于空气温度和其他更深土层温度的提升效果并不明显, 见表 2.

表 2 (Table 2)

表 2 W2处理、W1处理与C处理在空气温度和土壤温度上的差异及其显著度P值 Table 2 Difference in air temperature and soil temperature between W2, W1, and C and their significance P values 项目 空气温度/℃ 土壤温度/℃ 0 cm 10 cm 20 cm 40 cm 60 cm 80 cm 100 cm W1-C 0.57 1.54 1.40 0.54 0.29 0.26 0.05 0.02 P 0.64 <0.05 <0.05 0.32 0.60 0.62 0.92 0.96 W2-C 1.19 4.10 1.83 1.03 1.34 0.90 0.71 0.62 P 0.34 <0.05 <0.05 0.06 0.06 0.08 0.17 0.21 1)P<0.05, 表示W2处理、W1处理与C处理在温度方面差异显著

表 2 W2处理、W1处理与C处理在空气温度和土壤温度上的差异及其显著度P值 Table 2 Difference in air temperature and soil temperature between W2, W1, and C and their significance P values

本试验期内空气温度的波动幅度相比于各土层温度波动而言更大, 如表 3所示, 可以发现3种处理条件下, 土壤温度波动数值从0~100 cm深度土层呈下降趋势.W2和W1两种增温处理相对对照组而言均降低了空气温度及10~100 cm土层温度的波动幅度, 总体而言, 温度波动值有W2<W1<C的趋势.但是对0 cm土壤温度, W2处理下其温度波动更大, 超过了W1和C处理下的温度波动数值, 这很有可能是因为W2处理下土壤表层覆盖的积雪厚度大大降低, 使其温度波动更为剧烈.

表 3 (Table 3)

表 3 不同处理条件下空气温度及各深度土壤温度的波动 Table 3 Fluctuations in air and soil temperature at different depths under different treatments 温度波动值 空气温度/℃ 土壤温度/℃ 0 cm 10 cm 20 cm 40 cm 60 cm 80 cm 100 cm W2 6.59 3.92 3.09 2.92 2.86 2.80 2.81 2.73 W1 6.87 3.51 3.06 2.98 2.90 2.78 2.79 2.76 C 7.05 3.61 3.26 3.17 2.97 2.88 2.85 2.80

表 3 不同处理条件下空气温度及各深度土壤温度的波动 Table 3 Fluctuations in air and soil temperature at different depths under different treatments

3种处理条件下土壤含水量均随着土层深度的增加而增加, 同时, 除10 cm深度土壤含水量情况是W1>W2>C之外, 其他各深度土壤含水量均是W2>W1>C, 造成10 cm深度土壤含水量与其他深度土壤含水量趋势不同的原因是由于W2样地的增温水平相对其他两种处理要高得多, 从而大大增加了0~10 cm土层处水分蒸发速率, 致使10 cm深度土壤含水量呈现出W1>W2>C的情况.总体而言, 仍是增温水平越高土壤含水量越高.W2处理均显著增加了各深度土层的土壤含水量, 而W1处理除在40 cm土层外也显著增加各土层土壤含水量.总体而言, W1和W2样地的平均土壤含水量分别为21.67%和24.02%, 与对照组相比分别提升了13.42%和25.74%, 如图 3所示.

图 3

Fig. 3

图中数据为3个重复的平均值与标准偏差; 图中不同小写字母表示同一深度土层不同增温处理间土壤含水量在P=0.05水平差异显著 图 3 不同处理条件下各土层深度的平均含水量 Fig. 3 Average water content at different soil depths under different treatments

由于增温, 平均积雪深度[图 4(a)]、最大积雪深度[图 4(b)]、平均土壤冻结深度[图 4(c)]及最大土壤冻结深度均呈现下降趋势[图 4(d)], 且增温水平越高积雪厚度与土壤冻结深度下降幅度越大, 即C>W1>W2.同时, 冻结期增温对平均积雪深度影响显著, 对于其他3个指标影响并不显著.

图 4

Fig. 4

图中数据为3个重复的平均值与标准偏差; 图中不同小写字母表示不同增温处理间各指标在P=0.05水平差异显著; 无字母表示不同增温处理间各指标在P=0.05水平无显著差异 图 4 不同处理条件下平均积雪深度、最大积雪深度、平均土壤冻结深度和最大土壤冻结深度 Fig. 4 Average snow depth, maximum snow depth, average frost depth, and maximum frost depth under different treatments

土壤有机碳(SOC)含量如图 5(a)所示, W1和W2样地内土壤有机碳的平均含量分别为2.64×10⁴ μg·g^-1和2.84×10⁴ μg·g^-1, 分别比对照组降低了10.7%和3.8%, 但差异不显著.此外, 从图中可以发现, 土壤有机碳(SOC)含量随着增温水平的提升呈现出先减少后增加的趋势.

图 5

Fig. 5

图中数据为3个重复的平均值与标准偏差; 图中不同小写字母表示不同增温处理间各指标在P=0.05水平差异显著; 无字母表示不同增温处理间各指标在P=0.05水平无显著差异 图 5 增温试验结束时土壤中有机碳的含量和活性有机碳含量 Fig. 5 Contents of soil organic carbon and labile organic carbon at the end of the warming experiment

活性有机碳(LC)含量如图 5(b)所示, W1和W2两个增温样地中的活性有机碳(LC)平均含量分别为2 591.51 μg·g^-1和2 220.72 μg·g^-1, 二者分别比对照组减少了25.3%和36.0%, 增温处理显著地降低土壤活性有机碳(LC)的含量.同时, 增温水平越高, 土壤中活性有机碳(LC)含量则越低.

如图 6(b)所示, W1和W2两个增温样地的平均土壤呼吸速率分别为70.56 mg·(m²·h)^-1和95.12 mg·(m²·h)^-1, 比对照组高99.2%和168.5%, 增加显著.整个试验期内, 增温样地和对照组样地的土壤呼吸速率变化趋势基本一致, 但增温样地的土壤呼吸速率始终高于对照组.同时, 增温水平越高, 土壤平均呼吸速率也随之更高.并且从图 6(a)中可以看出, 仅在第一次测定土壤呼吸速率时, 两种增温处理条件下的呼吸速率远远大于对照组的呼吸速率.在后续几次测定中, 虽然增温处理地块的呼吸速率仍然大于不做任何处理的对照组, 但这种差距随着冻结期增温处理的持续而呈现出减弱趋势.尤其是对于W1处理, 在后几次试验中, 它的土壤呼吸速率已经与对照组非常接近, 特别在本试验最后一次测定土壤呼吸速率时, W2、W1和C这3种处理地块的土壤呼吸速率几乎持平.此刻, 增温处理与对照处理在土壤呼吸速率方面没有拉开差距, 这很可能是因为深冬拥有更低的温度, 即使在人为增温条件下仍然处在抑制土壤呼吸速率有关微生物活动的阈值.

图 6

Fig. 6

图 6 增温对土壤-大气CO2通量的影响 Fig. 6 Influence of warming on the soil-atmospheric CO2 flux

冻结期土壤中的无机氮(TIN)含量显著受到增温处理的影响.W1、W2两个地块中的硝态氮(NO₃^--N)含量显著低于对照地块.同时, 随着增温水平的提升, 土壤中硝态氮(NO₃^--N)含量逐渐减少, 如图 7(a)所示.土壤中铵态氮(NH₄⁺-N)和总无机氮(TIN)的含量变化趋势接近, 均随着温度的提升, 呈现出先上升后下降的趋势, 如[图 7(b)和7(c)]所示.这也可以说明本研究所在的试验地无机氮中铵态氮的含量更多, 更具主导地位.增温使土壤中的全氮(TN)的含量显著增加.W1和W2两块增温样地中平均全氮(TN)含量分别为1 538.33 μg·g^-1和1 723.67 μg·g^-1, 分别比对照组提高了156.4%和187.3%, 增加显著, 并且从图 7(d)中可以发现, 土壤全氮(TN)含量随增温水平的提升逐步增加.

图 7

Fig. 7

图 7 增温试验结束时土壤全氮含量、硝态氮含量、铵态氮含量、无机氮含量及净氮硝化速率和矿化速率 Fig. 7 Contents of soil total nitrogen, nitrate nitrogen, ammonium nitrogen, inorganic and nitrogen and the soil nitrogen net nitrification rate and mineralization rate at the end of the warming experiment

冻结期增温使土壤净氮硝化速率显著提升, 并随着温度的增加而逐步提高, 如图 7(e)所示.土壤净氮矿化速率则与其不同, 它随着增温水平的增加呈现出先增加后减小的趋势, 如图 7(f)所示, W1和C样地中氮的矿化速率均是正值, 而W2样地中土壤氮的净矿化速率为负值, 此时土壤氮的固持作用可能远远大于氮的矿化作用.

本研究结果支持了笔者的设想, 即增温将会通过改变土壤水热及冻结状态的方式来影响土壤碳氮循环的相关过程^[16~18], 所以开展冬季增温对土壤碳氮动态影响的研究便显得尤为重要.但很多学者就增温对冬季土壤状态的影响持不同的观点, 有研究结果表明, 冬季变暖会使积雪厚度减少, 雪的隔热保温作用削弱, 进而导致土壤温度与液态含水量降低, 土壤冻结增加^[19].相反, 一些学者认为冬季气温的提升会克服积雪隔热层减少的损失, 从而减少土壤冻结^[20].本研究的结果则表明, 冻结期增温不仅会导致土壤温度与液态含水量的上升, 而且还会使土壤冻结深度变浅, 由此引起土壤部分生物地球化学过程的改变, 如土壤微生物的增殖, 土壤结构的变化, 土壤碳氮的转换.

与加热管道法、开顶箱法、电缆法等增温方法相比, 红外辐射仪的工作原理与全球气候变暖的机制基本一致, 可以避免对土壤产生物理扰动, 是目前模拟气候变暖的最好方式.但红外辐射加热器对空气温度的影响较弱.此外, 由于本试验是在冬季进行, 寒风会相对削弱预定的加热效果.然而, 这种加热方法仍然帮助了很多学者开展了大量有关气候变暖的研究, 并为各自领域提供了许多新见解和新思路^{[2, 16, 17]}.同时, 本试验采用的MRM2420加热器可以自由调节增温程度, 为定量研究冻结期增温对土壤碳氮循环影响提供了可能, 有助于探索冬季气候变化对碳氮动态的不确定性.

以往关于气候变暖对土壤碳氮的研究大多集中在生长季节, 近些年人们才逐渐发现冬季增温对生物地球化学循环的重要影响^{[2, 3, 18]}.所以开展冬季增温对土壤碳氮循环影响的研究为更好地了解地球生态系统碳氮循环提供了一个很好的机会.

土壤氮被公认为是影响陆地生态系统碳源汇的重要调节因子, 并与陆地植物生产力和土壤有机碳(SOC)有着不可分割的关系^{[21, 22]}.土壤全氮(TN)含量随着土壤温度的上升而不断增长, 这与前人研究得到的结果完全相反^[23], 这可能是因为降雪作为冻结期大气沉降的一种主要形式, 也是该时期大气污染物去除最为重要的方式之一, 它在降落到地表并融化形成融雪水时往往会携带一定浓度的含氮物质进入土壤^[24], 进而影响土壤中某些氮素的转化过程和速率^[25], 本试验中的W2和W1两个地块均进行了增温处理, 与对照组相比会造成更多积雪发生融化, 并且随着增温水平的提升, 积雪融化量也会随之增多, 进而使融雪水中夹着的含氮物质更多地进入土壤.以对照组为基础, 土壤中总无机氮(TIN)、铵态氮(NH₄⁺-N)含量及净氮矿化速率均随增温水平的上升呈现出先增加后降低的趋势, 这一结果与前人研究得出的结论有所不同, 即增温会通过提升土壤矿化作用的方式使土壤无机氮库显著增加^[26], 究其原因可能是由土壤水分、土壤温度及温度波动幅度共同作用的结果^{[27, 28]}.因为本试验采取了高低不同的两种增温处理方式, 分别用于模拟在RCP2.6和RCP8.5两种情景下21世纪末期的地表温度.在RCP2.6排放情景条件下地表温度上升有限, 不会造成过多的积雪融化, 保证了土壤表面仍然会有较厚的积雪, 因而使W1处理土表温度在提升同时不会由于积雪的大量融化进而造成土表温度过大地波动, 使得与土壤无机氮相关的微生物活动、土壤酶活性在这样一个相对温暖且恒定的环境下皆可以得到很好地发挥^[29~31].然而在RCP8.5排放情景下, 增温会导致冻结期土表积雪覆盖厚度显著降低, 致使W2样地的温度虽然相对较高, 但是由于积雪的缺失使土壤表层温度波动也更大, 大大抑制土壤微生物活性甚至导致其死亡, 限制了有机氮向无机氮转换^[32].同时, 由于调节无机氮含量变化的因素除温度之外, 水分也是一个重要的关键因子^[33].本研究中取样深度为0~15 cm, 且图 3中10 cm处土壤含水量随增温幅度的提升呈现出先增加后减少的趋势, 鉴于此, 笔者可以推测出土壤中总无机氮(TIN)、铵态氮(NH₄⁺-N)含量及净氮矿化速率与对应土层的含水量存在一定的相关性.在寒冷而又漫长的冬季, 土壤硝态氮(NO₃^--N)在维持年际氮循环中起着不可代替的作用, 并为下个生长季节植物生长提供了重要的养分供给^[34], 而冬季土壤硝态氮(NO₃^--N)的累积和转化往往受到土壤温度和冻结状态的影响.本研究发现, 随着温度的提升, 土壤净氮硝化速率显著提升, 这与以往许多学者的研究结果一致^{[35, 36]}.由此推测, 随着温度增长, 硝化细菌的活性和数量可能会增加, 从而使土壤净硝化速率加快.但土壤硝态氮(NO₃^--N)含量并没有做到与土壤净氮硝化速率变化趋势保持一致.相反, 土壤硝态氮(NO₃^--N)的含量随着温度增幅的提升而不断下降, 温度最低的对照组中土壤硝态氮含量最高.出现这一试验结果的原因可能有以下3点：①由于硝态氮(NO₃^--N)不易被土壤胶体吸附, 所以其在土壤中相对不稳定, 容易流失.而在本试验中随着增温水平的提升, 土壤表面的积雪融化也会随之增多, 融雪水进入土壤会将一部分硝态氮(NO₃^--N)带向更深土层^[37]; ②冻结期土壤温度相对越高, 土壤中一些耐寒的微生物活动、代谢及养分转化能力也会随之增加, 以致于冻结期温度越高的土壤环境中, 微生物的固氮能力越强, 进而出现了上述的研究结果^[38]; ③冻结期土壤表层大多处在冻结或半冻结状态, 土壤容易形成厌氧环境, 反硝化细菌数量和活性相对于硝化细菌而言更占优势, 使得反硝化细菌相比于硝化细菌而言对温度的提升反应更快也更敏感, 最终导致土壤温度越高的试验区反硝化速率也越强, 从而损失了更多的硝态氮^{[9, 39, 40]}.

冬季土壤碳循环对气候变暖响应的未知性仍然是导致全球气候变化预测不确定性的主要因素^[41].随着温度增长, 土壤有机碳(SOC)的分解速率加快, 使储存在土壤中的碳大量损失^{[42, 43]}.本研究也得到类似的结果, 即冻结期增温使土壤有机碳(SOC)含量降低.但在W2土壤温度比W1土壤温度高的条件下, W2样地中土壤有机碳含量却相对较高, 导致这一情况可能有以下3个原因：①由于土壤有机碳(SOC)含量取决于某一时期内矿化量和输入量的平衡关系^[44], 本试验中W2处理土壤表层的温度波动变化相对较大, 这会一定程度上削弱负责有机碳矿化的微生物活动, 进而减少该区土壤有机碳(SOC)的矿化量, 以抵消一部分由于温度上升带来的影响.② W2处理相比W1处理土壤表层含水量低, 土壤有机碳(SOC)的分解不仅需要适宜的温度, 还需要相应水分用于反应, W2处理中较低含水量相对削弱了土壤有机碳的分解^[45].③积雪在降落到地面之前会附着少量大气中的含碳物质^{[46, 47]}, 因为W2处理增温水平相对更高, 积雪融化量也相应更多, 进入土壤的融雪水夹带着某些含碳物质可能会增加该区土壤有机碳的输入量.土壤活性有机碳(LC)是一种易受植物、微生物影响, 并具有很强氧化分解能力及矿化能力的那部分活性碳, 其对生物化学肥力保持和土壤碳平衡具有极其重要的意义^[48].在本研究中发现土壤活性有机碳(LC)含量随着冻结期增温数值的提升而不断降低, 导致这一现象可能有两个原因：一方面土壤活性有机碳(LC)相对土壤中其他碳素而言具有更强的分解能力, 温度提升加快了它的分解和矿化速率; 另一方面由于土壤活性有机碳(LC)具有较强溶解性, 并且在土壤中表现出极强的不稳定性, 容易发生位置迁移^[49], 本试验中随着表层土壤温度的递增, 覆盖在地表的积雪会融化得更多, 雪水进入土壤则会携带着活性有机碳向土壤更深处运动.同时, 土壤活性有机碳并不是一种单纯的化合物, 其组分一般包括溶解性有机碳、微生物量碳和可矿化碳等, 而这些主要成分大多来源于植物凋落物、根系及其分泌物、土壤有机质和土壤微生物等^{[45, 50]}.所以冻结期土壤温度越低, 土壤则越容易产生较强冻胀和物理性形变, 从而使土壤团聚体结构发生一定程度的破坏^[51], 进而导致土壤中大分子量有机质的氢键产生开裂^[52], 土壤中的植物凋落物、细根逐步破碎^[53], 部分不耐寒的微生物开始裂解^[17], 最终致使冻结期土壤温度越低、冻结程度越强的地块积累更多的活性有机碳.有研究表明, 冬季土壤呼吸速率大概能消耗掉陆地生态系统在上个生长季节所固定碳的一半^{[3, 18]}, 而冬季增温则会导致土壤向大气释放的CO₂更多, 进而影响土壤中碳储量.在本研究中, W1和W2的两种不同程度增温处理使冻结期土壤呼吸速率分别提升99.2%和168.5%, 这可能是因为冻结期处于相对较低温度环境下, 影响土壤呼吸速率的各种生态过程(如微生物活性、氮矿化及酶活性等)对短时间的增温反应很强烈^[54], 从而使土壤-大气CO₂的释放量大大增加, 这一结果也一定程度上支持了前人的设想^{[16, 36, 41]}.

(1) 增温给冻结期黑土区带来了相对更为温暖和湿润的土壤环境, 对其表面的积雪覆盖厚度及土壤冻结深度等环境因子也产生一定的影响.

(2) 冻结期增温会促进土壤有机碳(SOC)与活性有机碳(LC)的分解、转化和迁移, 从而降低其含量.土壤呼吸速率则随着温度升高而增强, 进而增加了土壤-大气CO₂的释放量.

(3) 在冻结期增温作用下, 由于不同种类土壤氮素理化性质和来源的差异, 它们含量变化及转化趋势差异性较大.

致谢: 感谢孙建、林百健、李东睿、武子一、王婷婷、刘宏伟、铁云龙、李嘉欣、徐梓翔、侯锐、王莹和邵欣欣同学在样品采集和分析中的帮助.