土壤冻融交替主要是由于季节或昼夜温度的变化使得土壤出现反复冻结—融化的过程，这种自然现象在中、高纬度和高海拔地区普遍存在^[1]。冻融过程不仅可使土壤的水热条件发生变化^[2]，而且影响土壤的理化性质和微生物活性^{[3, 4]}，改变土壤元素的生物地球化学循环过程^{[5, 6]}，从而对土壤生态系统结构和功能产生影响。近几年的大量研究表明，冻融区土壤是温室气体重要的排放源，冻融期土壤温室气体的排放量在全年总排放量中占有重要的份额^{[7, 8, 9, 10, 11, 12]}。尤其是N₂O,冬季冻融期间的排放量可占全年排放量的80%以上^[11]。虽然我国是世界第三大冻土国，季节性冻土面积广阔，但关于冻融作用对土壤温室气体排放的研究并不多^[12]，主要集中在东北三江平原、内蒙半干旱草原和川西高山森林等地区^[5,13-16]，并有一部分为室内模拟研究^{[13, 14]}。而近期的一些研究显示，目前室内模拟的土壤冻融循环与自然状态下的过程在土壤水热变化等方面仍存在一定的差异^{[7, 8, 10]}，如何在室内条件下更为准确地再现自然状态下的土壤冻融过程是开展相关模拟实验的关键。

雪被是土壤冻融过程中重要的组成部分，它不仅可以直接影响土壤温度、水分和冻融格局^{[12, 17, 18]}，还会影响土壤碳氮等元素的循环过程以及土壤微生物和酶的活性等^{[5, 16, 19, 20]}。但是，目前开展的土壤冻融循环模拟实验通常是在土壤冻结之前通过调节不同土壤水分含量进行相关研究^{[3, 21, 22]}，忽视了雪被在整个土壤冻融过程中的作用，从而导致室内模拟研究的结果与野外原位观测的结果差异较大^{[7, 8]}。另外，土壤水分是影响温室气体产生与排放的重要因素之一，它不仅是土壤中营养物质输移的载体，而且能通过改变土壤的通透性等因素影响土壤生物地球化学过程^[9]。但土壤水分在土壤冻融循环过程中对温室气体的影响机制尚不清晰^[22]。因此，本文通过采集内蒙古典型半干旱草原原状土柱样品，对比研究采用土壤冻结之前人工浇水和覆雪两种方式调节不同土壤水分含量条件下冻融循环过程对土壤CO₂和N₂O排放影响的差异，探讨雪被和土壤水分在土壤冻融过程中对CO₂和N₂O排放的影响，以期为室内模拟土壤冻融过程研究的实验方案优化提供理论依据。

本研究试验区位于内蒙古锡林郭勒草原东部的白音锡勒牧场，该地区草原原始面貌保存较好，在气候、植被和土壤等方面，不仅在我国温带草原区具有较强的典型性，对整个欧亚草原区而言也有明显的代表性。该地区属于温带大陆性季风气候，四季变化明显，年平均气温0.7 ℃，最低气温可达-30 ℃，多年平均降水量为335 mm，其中60%—80%集中在6至8月。植被类型以典型草原为主，建群和优势种主要为羊草、大针茅、冷蒿等。土壤主要为粟钙土，有机质含量较高。前期的野外原位观测^{[23, 24]}和室内培养实验^{[13, 14]}均表明，土壤冻融交替过程对该地区的土壤碳氮循环产生显著影响。

2009年7月，选取典型半干旱草原样地(东经116° 43′，北纬43° 58′；样地大小为100 m×100 m)，用直径为15 cm、高为50 cm的PVC管在样地内沿对角线法均匀采集0—40 cm的原状土样18个，采样过程中尽量减少对采样管中土样的扰动以保持原有的土壤性质，原状土样采集之后PVC管上部仍有10 cm的高度便于之后的温室气体通量观测。将采集的新鲜原状土样迅速运回实验室，在+4.0 ℃的恒温室内保存。另外，采集多份0—20 cm表层土壤样品进行土壤物理化学性质的分析，土壤容重为1.37 g/cm³，沙粒、粉粒和粘粒的含量分别为64.5%、21.4%和14.1%，土壤pH值为6.62，有机碳含量18.4 g/kg，全氮1.7 g/kg，铵态氮2.15 mg/kg，硝态氮1.93 mg/kg。

为使室内模拟的冻融环境更接近于自然状态，即温度变化尽可能从表层土壤开始，在PVC管外包裹石棉网以达到较好的绝缘效果。沿PVC管壁在不同土壤深度处(5、10、20 cm和30 cm)开直径5 mm的小孔，并用橡胶塞密封，以便土壤剖面气体的采集。将原状土样放入低温培养箱(Thermo Electron LED BK 700,GmbH,Germany)，在5 ℃预培养10 d后再进行模拟试验与观测。首先，在5 ℃条件下连续测定所有原状土样CO₂和N₂O通量以及土壤剖面气体浓度3d。然后通过人工浇水对所有土样模拟25 mm的降雨，其化学组分按标准雨水含量配制(1000 mL去离子水中添加11 mg CaCl₂，24.4 mg KCl和18.6 mg Na₂SO₄)^[25]。待CO₂和N₂O气体通量达到稳定后，为研究雪被和土壤水分含量对冻融循环过程中温室气体产生与排放的影响，将采集的18个原状土样随机分为两组，每组9个。根据研究区多年气象数据，通过人工浇水对第1组原状土样在土壤冻结之前模拟0 mm (R1)、20 mm (R2)和40 mm (R3)的降雨以调节土壤水分梯度，而第二组原状土样的3个土壤水分含量梯度是在土壤冻结2 d之后通过在土壤表面覆盖天然积雪实现(NH⁺₄: (0.81±0.07) mg/L,NO^-₃: (1.07±0.18) mg/L; mean ±SE,n=6)，其积雪的添加量与第1组实验中3个水分梯度补充的水分一致，每个处理设3个重复。

同时对两组原状土样模拟3次冻融循环，每次冻融循环周期为20 d(冻结10 d，消融10d)，土壤冻结和消融过程分别在-10 ℃和+5 ℃条件下完成，所添加的积雪在第1次消融过程中完全融化。在整个培养过程中，土壤CO₂和N₂O气体通量每天测定一次。将装有风扇和密封采样孔的不锈钢盖子罩在PVC管上，并用铁圈固定密封，用10 mL注射器分别于0、15、30、45和60 min采集气体。另外，利用特制不锈钢针头采样器(5 mL，外径1.5 mm，长5 cm，侧面开细孔)采集土壤剖面气体，每周至少采集2次。在完成所有室内模拟实验后，分层测定原状土样的土壤理化性质和微生物量碳氮含量(表 1)。

分别应用装有热传导检测器(TCD)和电子捕获检测器(ECD)的气相色谱(Perkin Elmer,Waltham,USA；GC-14A,Shimadzu,Japan)测定CO₂和N₂O，载气分别为高纯He和N₂，具体色谱条件参见文献^{[13, 14]}。为排除CO₂等杂质对ECD信号的影响，在上游气路加装了填充碱石棉的过滤柱，每周更换1次添料。CO₂和N₂O气体通量采用公式(1)计算：

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式中，F为气体交换通量，ρ为标准状态下气体的密度(g/cm³)，V 和A分别为箱体体积(cm³)和底面积(cm²)，T₀和P₀分别为标准状态下空气绝对温度(℃)和气压(Pa)，T和P分别为采样时的气温(℃)和气压(Pa)，Δc为Δt时间内箱内气体浓度的变化。

在105 ℃下烘干24 h测定土壤含水量，并计算土壤孔隙含水率(water-filled pore space，WFPS)^[9]，土壤铵态氮和硝态氮含量用分光光度法测定，利用自动碳氮分析仪(Elementar,Hanau,Germany)测定土壤有机碳和全氮，土壤微生物量碳氮采用熏蒸浸提法测定^{[13, 14]}。

试验数据均采用Sigmaplot 2000和SPSS 13.0 进行分析，土壤剖面气体浓度变化采用Sigmaplot 2000制图。采用单因素方差分析(one-way ANOVA)和多因素方差分析(two-way ANOVA)检验土壤水分条件、冻融循环过程和不同处理对土壤CO₂和N₂O通量的影响，用Pearson相关系数评价地表气体交换通量与土壤剖面气体浓度之间的相关性。

覆雪和浇水处理的土壤CO₂排放通量在模拟第1次降雨(25 mm)过程中均出现明显的排放高峰，最高值达97.5 mg C m^-2 h^-1，但随时间而逐渐减小(图 1)。在浇水处理中，模拟的20 mm (R2)和40 mm (R3)降雨使土壤CO₂再次出现短时排放峰，R3水分条件下的排放量略高于R2，但不显著(图 2)。而在覆雪处理中，即使在补充与40 mm降雨等量的水分条件下也没有出现明显的CO₂排放峰，其原因可能是相对于浇水处理，积雪消融对土壤水分的补充是缓慢的过程，从而造成土壤可利用有机质含量和微生物活性等方面的差异。

图 1 浇水和覆雪处理下冻融循环过程中CO2通量 (a,e) 和土壤剖面 (0—30 cm) 气体浓度变化 (b—d,f—h) Fig. 1 CO2 fluxes and dynamics (a,e) of soil air CO2 concentrations along the soil profile (0—30 cm) during freezing-thawing cycles (b—d,f—h) for watering and snow cover treatments 黑色箭头表示第1次浇水，灰色箭头表示第2次浇水，浅灰色箭头表示覆雪；土壤剖面CO2 气体浓度(μg/g)

图选项

图 2 冻融循环过程中不同土壤水分和温度条件下CO2和N2O通量 Fig. 2 CO2 and N2O fluxes at different soil moisture and temperature levels during freezing-thawing cycles 剔除25 mm模拟降水的影响，不同大写字母表示不同温度间差异显著，不同小写字母表示不同水分梯度间差异显著 (P < 0.05)

图选项

当温度降至-10 ℃时，覆雪和浇水处理的土壤CO₂通量都减小至10 mg C m^-2 h^-1左右，但在随后的消融过程中都出现显著的上升(P < 0.05)。随着冻融循环次数增加，两种处理条件下的土壤CO₂通量都出现显著降低(P < 0.05，图 3)。土壤水分含量在土壤冻结期间对CO₂通量的影响不明显，但在土壤消融期间排放的CO₂普遍随着土壤水分含量上升而显著增加(图 2)。除第1次冻融循环过程的R3水分条件，在其它条件下覆雪和浇水处理对土壤CO₂通量影响的差异不显著(图 3)。多因素方差分析表明，在3个土壤水分条件下，冻融循环过程均对土壤CO₂通量产生显著影响(P < 0.01)，但不同处理只在R3水分条件下才对土壤CO₂通量产生显著影响(P = 0.006，表 2)。

图 3 不同处理条件下冻融循环次数对CO2和N2O通量的影响 Fig. 3 Effects of freezing-thawing cycles and snow cover on CO2 and N2O fluxes 不同大写字母表示不同冻融循环间差异显著，不同小写字母表示不同处理间差异显著 (P < 0.05)

图选项

与CO₂相似，覆雪和浇水处理的土壤N₂O排放通量在模拟第1次降雨(25 mm)过程中也出现明显增加并逐渐下降(图 4)。但在后续模拟的不同水分添加条件下，覆雪和浇水处理的N₂O通量均无显著变化。在R3水分条件下，土壤孔隙含水率(WFPS)达50%左右，覆雪和浇水处理对土壤冻融循环过程中N₂O通量影响的差异显著。在浇水处理R3水分条件下的第1次冻融循环过程中出现明显的N₂O排放峰，最高值达18.9 μg N m^-2 h^-1，但N₂O排放量随着冻融循环次数的增加显著降低(P < 0.05，图 3)。而在覆雪处理的R3水分条件下，土壤N₂O通量在第1次冻融循环过程中增加不明显，但在随后的两次冻融循环过程中出现显著的排放峰，最高峰值为29.8 ug N m^-2 h^-1(图 3，图 4)。在R1和R2两个土壤水分含量较低的条件下，覆雪和浇水处理对冻融循环过程中N₂O排放的影响不显著。多因素方差分析表明，在R1和R2土壤水分条件下，冻融循环过程和不同处理都对土壤N₂O通量产生显著影响，而两者之间的交互作用在3个土壤水分条件下对土壤N₂O通量的影响均达到极显著水平(P < 0.001，表 2)。

图 4 浇水和覆雪处理下冻融循环过程中N2O通量 (a,e) 和土壤剖面 (0—30 cm) 气体浓度变化 (b—d,f—h) Fig. 4 N2O fluxes and dynamics (a,e) of soil air N2O concentrations along the soil profile (0—30 cm) during freezing-thawing cycles (b—d,f—h) for watering and snow cover treatments 黑色箭头表示第一次浇水，灰色箭头表示第二次浇水，浅灰色箭头表示覆雪；土壤剖面N2O气体浓度单位(μg/g)

图选项

土壤剖面CO₂和N₂O的浓度在冻融循环过程中呈现明显的动态变化。当土壤处于低温冻结间，4个土壤深度的CO₂和N₂O浓度均显著降低，而在土壤消融期间，各土壤深度的气体浓度都出现不同程度

的增加(图 1，图 4)。不同土壤水分条件下剖面CO₂浓度之间的差异不显著，这与CO₂地表通量受土壤水分含量影响较小相一致。但不同土壤水分条件下的剖面N₂O浓度呈显著差异，R3水分条件下的剖面N₂O浓度明显高于R1和R2。在覆雪和浇水处理的R1和R2水分条件下，土壤剖面N₂O浓度在3次冻融循环过程中没有显著变化，这与期间地表N₂O通量变化不明显具有较好的一致性。而在R3水分条件下，土壤剖面N₂O浓度出现剧烈变化，尤其在覆雪处理的土壤消融期间出现显著上升，浓度体积分数最高值达1000ppb以上。

土壤剖面CO₂和N₂O浓度与地表通量之间呈较好的正相关(表 3)，即当土壤剖面气体浓度显著变化并与地表大气浓度之间形成明显的浓度差时，地表气体交换通量也会发生相应改变。覆雪处理中，4个土壤深度的CO₂和N₂O浓度均与地表通量呈显著正相关(P < 0.01)，而在浇水处理中，土壤剖面20 cm以上的CO₂浓度和地表通量显著相关(P<0.01)，但N₂O通量只与土壤5 cm处的浓度呈显著正相关(P < 0.05)。这可能由于土壤CO₂和N₂O通量对浇水处理的响应较快，而在此期间表层土壤的理化性质和微生物活性等受影响更为显著。冻融循环实验之后两种处理条件下土样的分析结果也显示，浇水处理中表层土壤的NH⁺₄、NO^-₃和微生物量氮含量等指标都明显高于覆雪处理(表 1)。

野外原位观测^{[9, 23, 24]}和室内培养实验^{[13, 14, 21, 22]}均表明土壤冻融交替过程中CO₂和N₂O排放量增大的现象在许多生态系统中普遍存在。但目前大多数室内培养实验在进行冻融循环之前，土壤水分或不同水分梯度的调节已经完成，而在冻融循环过程中额外补充的水分有限。但在野外自然条件下，天然覆雪不仅可以减缓土壤温度的剧烈波动，还可在消融过程中为土壤补充新的水分，尤其是表层土壤^{[17, 18]}。因此，大多数室内培养实验在冻融循环过程中的土壤水分动态变化过程与野外自然条件下有显著差异，从而导致两种条件下的土壤碳氮循环以及温室气体交换过程的差别也较大^{[7, 8]}。

本研究的浇水处理参考之前大多数室内培养实验调节土壤水分的方法，实验结果显示，土壤CO₂排放通量在消融期会出现明显上升，但随着冻融循环次数的增加，CO₂通量升高的幅度逐渐减小，这与以往的研究结果一致^[26]。Herrmann和Witter的研究结果显示，随着冻融循环次数的增加，土壤矿化作用强度逐渐减小，这表明冻融作用对土壤矿化作用的影响受土壤本底碳库大小的限制，因此最终导致CO₂排放通量的增加幅度随着冻融循环次数的增加而逐渐减小^[27]。覆雪条件下冻融循环过程对土壤CO₂排放的影响与浇水处理之间的差异不显著，并与Mikan等^[28]和Drsch等^[29]在野外开展的原位观测结果一致。Wu等^[9]基于高频连续自动观测系统，对德国云杉林长达5年的观测结果也显示，当初春气温第一次明显上升并使积雪开始融化时，往往会伴随CO₂排放通量显著增加，但在之后的冻融循环过程中没有明显的CO₂排放高峰。

土壤物理性状、微生物量和活性的改变，以及土壤可溶性养分含量增加等方面是导致土壤冻融循环过程中N₂O排放显著增大的主要原因^{[9, 10, 12]}。本研究结果显示，冻融循环使得土壤中NO^-₃等含量显著增加，尤其是表层土壤(表 1)，从而有利于硝化和反硝化过程并促进N₂O的排放。在浇水处理R3水分条件下，土壤N₂O排放量在第1次冻融循环过程中显著增大，但其增加的幅度随冻融循环次数的增加而减小，这与以往的室内培养实验结果一致^{[21, 26]}。而在覆雪处理相应的水分条件下，土壤N₂O排放显著增大是在后两次冻融循环过程中才出现。Papen等^[30]和Wu等^[9]的野外观测研究显示，当气温开始在波动中缓慢上升至零度以上时，只会导致N₂O排放的一些小幅增加，而只有当冻融循环次数增加或温度出现明显上升，才会产生显著的N₂O排放峰。由此可见，在野外自然条件下，土壤N₂O的排放高峰往往不是在第1次冻融循环过程中就形成，而是在随后的冻融循环过程或温度显著升高时产生。这与本研究模拟覆雪条件下土壤冻融循环对N₂O排放影响的结果相似。

不同的土壤水分动态变化过程可能是导致浇水和覆雪处理中N₂O排放规律出现明显差异的原因之一。对于浇水处理，在土壤进行冻融循环之前，添加的水分已经进入土壤内部。在第一次冻融循环过程中，土壤内部的水分会形成冰晶颗粒在土壤孔隙中扩张，从而导致土粒间的结合力减弱和土壤团聚体的破坏，并随之释放出一定活性有机物质供微生物利用，从而促进矿化和反硝化作用^[14]。但在多次冻融循环之后，随着土壤本底碳、氮含量及有效性的逐渐降低，产生与排放的N₂O也会随之减少。而对于覆雪处理，在土壤消融之前，大部分补充的水分以积雪的形式覆于地表，并没有进入土壤内部。积雪在第一次消融过程中缓慢融化，并不断向土壤补充水分，这使得表层土壤一直处于水分含量较高的状态。而Davidson等^[31]的研究表明，土壤水分含量过高不仅会降低土壤的通透性，还会促进反硝化作用，从而使N₂O进一步转化为N₂。因此，与浇水处理相比，天然覆雪一方面降低了第一次冻融循环过程中对土壤团聚体的破坏程度，释放的活性有机物质也可能随之减少；另一方面，表层土壤水分长期处于较高状态可能会促进反硝化作用使N₂O向N₂转化，从而减少N₂O的产生与排放。此外，两种处理条件下土壤剖面部分土壤理化性质和微生物性状的差异也可能导致不同的N₂O产生与排放动态过程，但其影响机制还有待进一步研究。

土壤水分含量是影响冻融过程中CO₂和N₂O产生与排放的关键因素。Wu等^[13]和Yao等^[14]的研究显示，土壤冻融过程中排放的CO₂和N₂O随着土壤含水量升高而增加。Teepe等^[22]的研究也表明，土壤水分的升高会显著增加冻融过程中N₂O的排放量，但当土壤孔隙含水率(WFPS)达到76%时，N₂O排放量出现明显下降，这可能是因为反硝化作用促使N₂O进一步转化为N₂。在本研究的两种处理中，出现显著CO₂和N₂O排放的R3水分条件下的WFPS均在50%左右，显著高于其余两个水分条件(P < 0.05，表 1)。另外，本研究中N₂O在两个较低土壤含水量条件下的冻融循环过程中无明显排放表明，可能只有当土壤含水量达到一定阈值时，冻融作用才会对N₂O的排放产生显著影响。Li等^[32]在我国新疆高寒草原的研究指出，造成该地区春季冻融交替时期土壤N₂O没有显著增加的主要原因可能是相对较低的土壤水分含量和温度等。

由于地表CO₂和N₂O通量是土壤中产生的气体沿土壤剖面向大气逐渐扩散的结果，因此，土壤剖面气体浓度梯度法也被广泛应用于估算地表通量^{[33, 34]}。野外观测^{[34, 35]}和室内培养^{[13, 14]}研究均表明，土壤剖面气体浓度变化与地表通量之间具有显著的相关性。本研究中，土壤剖面CO₂和N₂O浓度与地表通量之间呈明显的正相关，而在土壤水分含量较低条件下，土壤剖面N₂O浓度动态变化过程也佐证了期间地表N₂O排放不显著。虽然利用土壤剖面气体浓度梯度准确估算地表通量还存在一定的局限性，尤其是在土壤异质性较大或地表通量较小的地区^{[32, 34]}，但该方法可为进一步分析土壤剖面温室气体产生的动态过程提供科学依据。

(1)在土壤冻融循环过程中，浇水和覆雪两种处理条件下的CO₂排放通量之间的差异不显著，CO₂排放量在消融期都会明显增加并随着冻融循环次数的增加而逐渐减小。

(2)当土壤孔隙含水率达50%左右时，浇水处理中的N₂O排放量在第一次土壤冻融循环中最高并随冻融循环次数增加而降低；而在覆雪处理中，第一次冻融循环中的N₂O排放量较小，但在后两次冻融循环中的排放量更为显著。造成两种处理N₂O排放规律出现显著差异的原因之一可能是不同的土壤剖面水分动态变化过程。

(3)土壤冻融过程中CO₂和N₂O排放量随土壤含水量升高而增加，但N₂O在土壤含水量较低时排放不明显，这表明可能只有当土壤含水量达到一定阈值时，冻融作用才会对N₂O的排放产生显著影响。