全球土壤有机碳是碳循环的重要碳库, 约为1.55×10¹² t, 是大气碳库的3倍^[1-2]。土壤有机碳是营养元素生物地球化学循环的主要组成部分, 也是土壤质量评价和土地可持续利用管理中必须考虑的重要指标^[3-4]。有机碳库微小的变化都会引起与大气碳库之间交换量的巨大变化, 对全球气候变化和碳平衡产生重大的影响^[5]。

目前, 人类活动制造的活性氮已经超过了自然陆地过程制造的活性氮^[6]。活性氮主要通过湿沉降和干沉降两种方式沉降陆地和海洋, 氮沉降量随着大气中的活性氮的不断增加而升高^[7]。大气氮沉降的持续增加将改变有机碳输入与分解矿化过程的动态平衡, 从而影响土壤有机碳库^[8]。近几十年里全球的降水格局发生了很大的变化, 而且降雨量的改变是不平衡的, 并且季节变化较大^[9-10]。全球降雨量以每10年0.5%—1%的速度在增加, 北半球亚热带陆地地区每10年减少约0.3%, 大部分中、高纬地区降水量每10年增加0.5%—1.0%^[11]。降水的变化会影响植物生长和土壤含水量, 改变森林凋落物的输入和土壤呼吸速率, 进而影响森林土壤有机碳贮藏^[12]。氮沉降的持续增加和降雨量的改变势必会对森林生态系统过程造成影响。所以, 研究推测氮沉降和降雨量的改变可能会影响或改变森林土壤有机碳库。影响土壤有机碳的生态因子众多, 土壤有机碳含量受温度条件、水分状况、土壤微生物、土壤酶、土壤性质等因素的影响, 其影响的生态因子众多^[13]。而氮沉降和降雨都是影响有机碳矿化的重要因子, 目前的研究忽视了氮沉降和降雨的交互作用对土壤有机碳的影响或改变。因此, 研究氮沉降和降雨量改变对森林生态系统中土壤有机碳影响, 对了解氮沉降和降雨量改变对森林生态系统地下生态过程的影响有及其重要的意义。

华西雨屏区处于东部季风区和青藏高原气候区的过渡地带, 受东亚季风和印度季风的影响形成四川盆地西部一个多雨的狭长地带^[14], 属北半球中底纬度, 降雨总量有增加的趋势, 但局部降雨具有不平衡性^[9]。该地区氮沉降主要以湿沉降为主, 年总N沉降量已经达到8.24—14.75 g/m², 已经超出了该地区氮沉降临界负荷值, 并有逐年上升的趋势^[15]。本研究以华西雨屏区常绿阔叶林为研究对象, 通过野外原位试验, 研究模拟氮沉降和降雨对华西雨屏区常绿阔叶林有机碳的影响, 探讨氮沉降、降雨以及其交互作用对有机碳的影响和内在机制, 旨在氮沉降持续增加和全球气候变化的背景下, 为该区域森林生态系统可持续发展和科学管理提供基础数据。

1 材料与方法 1.1 试验区概况

研究区位于四川省雅安市雨城区碧峰峡(102°90′E, 29°40′N)内, 海拔高度为977.62 m, ≥10℃年积温5231℃, 年均气温为16.2 ℃, 最冷月为1月, 平均气温6.1℃, 最热月为7月, 平均气温25.4℃, 全年地面均温18.1℃。年日照时数为1039.6 h, 全年太阳辐射总量为3640.13 MJ/cm²。无霜期为304 d, 年平均降水量1772.2 mm, 实验区为地带性的偏湿性亚热带常绿阔叶林, 属亚热带湿润季风型山地气候。实验区内植物种类丰富, 群落结构复杂。主要有木荷(Schima superba)、海桐(Pittosporum tobira)、硬斗石栎(Lithocarpus hancei)、润楠(Machilus pingii)、总状山矾(Symplocos botryantha)、柃木(Eurya japonica)、青榨槭(Acer davidii)、大叶石栎(Lithocarpus megalophyllus)、野漆(Rhus succedanea)、深裂中华槭(Acer sinense)、利川润楠(Machilus lichuanensis)、肉桂(Cinnamomum cassia)和山茶(Camellia japonica)等。土壤类型以黄壤为主, 土壤厚度大于60 cm, 林地条件基本一致。

1.2 样地设置

2013年10月在实验地内选取未被破坏的、具有代表性的林地建立18个3 m×3 m的样方进行编号, 每个样方间设＞3 m的缓冲带。试验设置氮沉降和降水2个因素, 共6种处理(表 1), 即对照(CK)、氮沉降15 g N m^-2 a^-1 (N)、减雨10% (R)、增雨10% (A)、氮沉降15 g N m^-2 a^-1+减雨10% (NR)、氮沉降15 g N m^-2 a^-1+增雨10% (NA), 每种处理重复3次, 共18个处理。各样方四周用PVC板材围起, 将PVC板插入地面15 cm, 用于阻止地表径流的流入, 但不影响深层土壤的水分交流。

1.3 氮沉降和降雨量改变模拟

用NH₄NO₃和清水进行模拟氮沉降和降雨处理。将年降雨量、施氮量平均分成24等分, 从2013年11月10日至2015年12月25日, 每15 d进行1次处理, 施氮的方法是将每个样方所需NH₄NO₃溶解在2 L水中, 用手提式喷雾器在林地样方50 cm高度来回均匀喷洒, 非施氮处理样方喷施2 L水。降雨量按试验区近年来平均降雨量1772 mm计算, 增加10%的降雨量为每年增加177.2 mm的降雨量；减水使用自制的减雨架进行模拟减水, 减雨架遮挡面积为减水样方面积的10%。减雨架上端离地120—140 cm处, 用5 cm宽的瓦面状透明PVC板凹槽搭建相应面积的挡雨面, 并均匀分布在减雨架上面, 形成减水的处理。增水用喷雾器在林地样方50 cm高度来回均匀喷洒相应的清水量, 形成增水处理。

1.4 样品采集与指标测定

从2014年3月起, 每个季度采集土样1次, 即2014年3月、6月、9月、12月和2015年3月、6月、9月、12月年, 共8次。取样时, 去除地表的凋落物层, 然后用100 cm³环刀在0—10 cm和10—20 cm土层采样, 每层分5点采样组成一个混合土样, 每个处理样方0—10 cm和10—20 cm土层各采集3个混合土样后分为两份。测定土壤总有机碳(TOC)、土壤可溶性有机碳(DOC)、土壤微生物生物量碳(MBC)、土壤活性碳(LC)、全氮(TN)和土壤容重等理化指标。

1.5 土壤样品分析

用环刀法测定土壤容重；用重铬酸钾氧化-外加热法(LY/T 1237—1999) 测定土壤总有机碳含量；用半微量凯氏法测定全氮；用氯仿熏蒸提取法测定土壤微生物生物量碳；用0.5 mol/L硫酸钾提取, 过0.45 μm微孔滤膜后用总有机碳分析仪测定土壤可溶解性有机碳；用0.333 mol/L高锰酸钾氧化法测定土壤活性碳。

1.6 数据处理

土壤碳储量的计算公式为：T_i=N_i×D_i×H_i/100, 式中T_i为土壤碳储量(kg/m²), N_i为土壤有机碳含量(‰)；D_i为土壤容重(g/cm³)；H_i为土层厚度(cm)；100为换算系数^[15]。

数据采用Excel 2003软件进行制图, 相关指标的差异性显著检验及回归分析采用SPSS 13.0统计软件进行。

2 结果与分析 2.1 模拟氮沉降和降雨量改变对常绿阔叶林土壤有机碳的影响

对照(CK)代表了自然条件下实验地的土壤有机碳的季节变化动态, 各土层表现为夏秋季有机碳含量较高, 春冬季含量较低, 0—10 cm土层有机碳含量高于10—20 cm土层。华西雨屏区常绿阔叶林0—10 cm和10—20 cm土层总有机碳含量分别介于17.85—20.16 g/kg和14.54—16.84 g/kg之间。

各处理的有机碳含量的季节变化动态和CK表现出相同趋势(图 1), 同一处理同一土层的土壤有机碳含量波动范围较小, 变化相对稳定。从各处理土壤有机碳含量的平均值来看, 0—10 cm土层有机碳含量分别为18.82 g/kg(CK)、18.55 g/kg(R)、19.40 g/kg (A)、19.63 g/kg (N)、18.77 g/kg (NR)和19.79 g/kg (NA), 大小顺序表现为R＜NR＜CK＜A＜N＜NA；10—20cm土层有机碳含量分别为15.51 g/kg (CK)、15.01 g/kg (R)、15.49 g/kg (A)、15.98 g/kg (N)、15.44 g/kg (NR)和15.88 g/kg (NA), 大小顺序表现为R＜NR＜A＜CK＜NA＜N。总体来看, 模拟氮沉降和增雨促进了华西雨屏区常绿阔叶林土壤有机碳的累积, 减雨抑制了常绿阔叶林土壤有机碳的累积。

2.2 模拟氮沉降和降雨改变对常绿阔叶林土壤活性碳的影响

试验结果表明, 土壤DOC、MBC和LC与土壤有机碳的季节变化动态变化趋势相似(图 2), 表现为夏秋季含量较高, 春冬季含量较低, 并且0—10 cm土壤DOC、MBC和LC含量高于10—20 cm土层。在0—10 cm土层, R、A、N、NR和NA处理土壤可溶性有机碳平均值比CK分别增加了-14.84%、8.94%、-20.41%、-17.50%和7.71%, 微生物生物量碳平均值比CK增加了4.31%、-11.06%、-9.24%、-5.53%和-13.60%, 活性碳平均值比CK增加了0.14%、-0.84%、1.16%、0.54%和0.02%；在10—20 cm土层, R、A、N、NR和NA处理土壤可溶性有机碳平均值比CK分别增加了-10.04%、11.90%、-13.39%、-13.70%和3.18%, 微生物生物量碳平均值比CK增加了6.08%、-8.66%、-6.24%、2.69%和-10.20%, 活性碳平均值比CK增加了-0.64%、-0.16%、0.07%、1.99%和-0.51%。可见, 模拟氮沉降和降雨量改变对华西雨屏区常绿阔叶林土壤可溶性有机碳和微生物生物量碳的影响较大, 而对土壤活性碳的影响较小。

2.3 模拟氮沉降和降雨量改变对常绿阔叶林土壤碳储量的影响

模拟氮沉降和降雨21个月后, 0—20 cm土层各形态碳储量由图 3可知, 氮沉降处理使土壤总有机碳储量增加了4.12%, 使可溶解性有机碳和微生物生物量碳储量分别降低了19.56%和8.79%。减雨处理使土壤总有机碳和可溶解性有机碳储量分别降低了4.15%和17.95%, 使土壤微生物生物量碳储量增加了10.54%。增雨处理使土壤总有机碳和可溶解性有机碳储量分别增加了3.28%和14.07%, 土壤微生物生物量碳储量减少了8.51%。而土壤活性碳储量对模拟氮沉降和降雨处理的反应不敏感, 各处理间差异不显著(P＞0.05)。

2.4 模拟氮沉降和降雨量改变对土壤C/N的影响

由图 4可知, 除R处理外, 其余处理的0—10 cm土层土壤C/N值显著高于10—20 cm, 土壤C/N值随土层加深而呈现出增加的趋势。模拟氮沉降和降雨处理2 a后, 0—10 cm土层C/N大小顺序为：R＞A＞CK＞NA＞N＞NR；10—20 cm土层C/N大小顺序为：A＞CK＞R＞NA＞N＞NR。总体来看, 模拟氮沉降使土壤C/N降低, 减雨和增雨处理对土壤C/N的影响较小。同一氮沉降条件下, 降雨使土壤C/N降低, 增雨使土壤C/N增高；同一降雨条件下, 氮沉降使土壤C/N降低。

2.5 模拟氮沉降和降雨量改变对土壤活性碳的交互作用

在模拟氮沉降和降雨的交互作用下, 总体看来, 同一氮沉降条件下, 增雨处理增加了土壤TOC的含量, 减雨处理减少了土壤TOC的含量；同一降雨条件下, 氮沉降增加土壤TOC的含量。土壤活性有机碳重复双因素方差分析表明(表 2), 0—10 cm土层中, 氮沉降对TOC、DOC和MBC含量产生显著影响(P＜0.05), 对LC含量影响不显著(P＞0.05)；降雨对DOC和MBC含量产生显著影响(P＜0.05), 对TOC和LC含量影响不显著(P＞0.05)。10—20 cm土层中, 氮沉降对DOC和MBC含量产生显著影响(P＜0.05), 对TOC和LC含量影响不显著(P＞0.05)；降雨对TOC、DOC、MBC和LC含量影响不显著(P＞0.05)。各土层中, 氮沉降和降雨的交互作用对TOC、DOC、MBC和LC含量影响不显著(P＞0.05)。

3 讨论 3.1 华西雨屏区常绿阔叶林土壤有机碳含量特征

土壤有机碳含量是气候、植被覆盖和管理等因素影响下土壤有机碳输入与输出之间平衡的结果。本研究表明, 随着土壤深度的增加土壤总有机碳含量减少。原因可能是土壤微生物区系的分布以及凋落物分解过程中有机质进入土壤的次序, 表层土中微生物数量较多, 下层土壤中微生物数量较少；深层土壤有机碳的来源主要靠表层土壤中有机碳的向下迁移, 导致表层土壤中土壤总有机碳含量较高^[16-17]。试验期间, 各土层土壤总有机碳的变化幅度较小, 表明土壤总有机碳处于相对稳定状态, 这与肖复明等^[18]、向元彬等^[4]的研究结果一致。

3.2 模拟氮沉降和降雨量改变对活性碳库的影响

目前, 氮沉降对土壤有机碳影响的主要表现有促进作用、抑制作用或者无明显影响^[19-22]。本研究表明, 模拟氮沉降在一定程度上使各土层中土壤总有机碳含量增加, 促进了有机碳的积累。与模拟氮沉降对杉木人工林土壤有机碳的影响和施氮对杨树人工林土壤有机碳的影响的研究结果一致^[23-24]。有效氮增加的情况下, 植物的光合产物分配可能改变, 导致根冠比减少, 使根生物量减少, 从而减少根系凋落物和分泌物进入土壤中的量^[15], 另外, 氮沉降可能会抑制土壤有机质分解矿化促进土壤有机碳积累。DOC和MBC在很大程度上决定于土壤TOC的含量, 而且DOC和TOC常又处于动态平衡之中, 可以在一定条件下相互转化^[25-26]。DOC是凋落物分解和淋溶的产物^[15], 因此, 氮沉降对DOC的影响可能通过改变凋落物的分解速率产生影响。研究表明, 氮沉降降低了土壤DOC的含量, 与涂利华等^[15]对慈竹林的研究结果一致。研究还表明, 氮沉降降低了凋落物的分解速率, 凋落物分解减慢, 进入土壤的碳源减少, 可能会导致土壤DOC含量的减少。土壤中DOC是微生物的重要能源^[27], 土壤中DOC的含量可能会影响土壤微生物量。研究表明模拟氮沉降降低了土壤MBC的含量, 模拟氮沉降样方的土壤pH值减小, 导致土壤酸化。有研究表明, 土壤pH值下降后, 尽管土壤有机质含量有所增加, 但是不易被土壤微生物利用, 因而造成了土壤微生物量减少和土壤微生物群落结构的改变^[28]。因此, 氮沉降增加造成的土壤酸化很可能是调控土壤微生物量的主要因素。

降雨对土壤有机碳库的影响是通过以下两个方面实现的, 一方面是通过改变土壤水分含量, 二是通过降雨的淋溶作用。水分是土壤有机碳输入和分解过程中起作用的主要气候因子之一^[29]。本研究表明, 降雨增加使土壤有机碳和DOC含量增加, 降雨减少处理使土壤TOC和DOC含量减少；而降雨增加使土壤MBC含量减少, 降雨减少使土壤MBC含量增加。研究表明, 陆地土壤碳密度一般随降水的增加而增加^[12]。土壤的水分条件通过影响土壤的通气性而影响土壤固有有机碳的矿化分解和外源有机碳的降解, 进而影响土壤持有的有机碳量。土壤水分充足, 则其透气性差, 原有机碳不易矿化, 外源有机残体在水分作用下易于腐烂降解成小分子有机物质, 保存于土壤中, 从而有利于土壤有机碳含量的提高；土壤水分不足, 土壤孔隙度大, 利于有机碳的矿化分解, 不利于土壤有机碳的积累^[12]。降雨会改变了植物根系生物量、微生物的繁殖速度以及活性、土壤水势和微生物对底物的利用, 从而改变了土壤微生物生物量C、N含量^[30]。

LC是土壤碳库质量和稳定性的重要指标之一^[31]。本研究表明, 模拟氮沉降和降雨对各土层中的LC含量的影响较小, 氮沉降和CK处理间差异不显著(P＞0.05), 表明本研究氮沉降和降雨处理对华西雨屏区常绿阔叶林土壤碳库的稳定性并未造成显著影响。

3.3 模拟氮沉降和降雨量改变对土壤C/N值的影响

土壤中C/N值对土壤中有机质分解具有重要作用, 土壤C/N值反映土壤有机质的矿质化和腐殖化程度, 不同处理对土壤C/N值的影响也不同。万晓华等^[32]对阔叶和杉木人工林对土壤碳氮库研究表明, 两种林分0—5 cm和5—10 cm土层土壤碳氮比无显著差异。而刘爽等^[33]对5种温带森林土壤微生物生物量碳氮的时空格局研究表明, 0—10 cm土层土壤碳氮比(16.7) 显著低于10—20 cm(20.1)。本研究表明, 华西雨屏区常绿阔叶林土壤0—10 cm土层土壤C/N值显著高于10—20 cm, 土壤C/N值随土层加深而呈现出增加的趋势。与刘爽等^[33]、Hamer等^[34]研究结果一致, 原因可能是不同土层中, 土壤有机碳变化幅度小, 土壤全氮变化幅度大所致^[35]。本研究还表明, 模拟氮沉降使各土层土壤C/N降低, 与Nadelhoffer等^[36]研究表层土壤的C/N在长期增加的氮沉降条件下呈下降趋势的结果一致, Aber等^[37]也认为长期模拟氮沉降会使温带森林土壤C/N值下降。原因可能是长期的模拟氮沉降会使表层土壤中有效氮含量增加, 而土壤有机碳较为稳定, 从而使土壤C/N值降低。在某一特定土壤中, 土壤C/N值基本上为一常数^[38]。在没有外源碳和氮进入土壤的条件下, 其他因素对土壤C/N值直接影响较小, 其影响主要是通过间接影响, 比如对凋落物分解、微生物数量及活性、有机质矿化速度等的影响, 从而导致C/N值的改变。试验中减雨和增雨处理通过上述途径对土壤C/N值产生影响, 减雨使微生物数量增加, 但使凋落物分解速率降低, 而增雨使凋落物分解速率增加, 但同时会使氮素和碳素流失。因此, 本研究中减雨和增雨处理对土壤C/N值的影响较小。

3.4 模拟氮沉降和降雨量改变对土壤活性碳影响的交互作用

模拟氮沉降和降雨交互作用下, 总体看来, 同一氮沉降条件下, 增雨处理增加了土壤TOC的含量, 减雨处理减少了土壤TOC的含量；同一降雨条件下, 氮沉降增加土壤TOC的含量。土壤活性有机碳重复双因素方差分析表明, 氮沉降和降雨对DOC和MBC含量产生显著影响(P＜0.05), 对LC含量影响不显著(P＞0.05)；其交互作用对TOC、DOC、MBC和LC含量影响不显著(P＞0.05)。模拟氮沉降和降雨对其的交互作用包含了许多物理生物化学反应, 并受凋落量大小、凋落物分解快慢、微生物数量及活性等的影响等其他因素的影响, 而其产生的效应是综合各种因素的共同结果, 其机理有待进一步深入研究。