随着全球气温升高, 导致全球降水格局发生显著变化, 极端干旱事件发生频率日益增多^[1-2]。例如, 研究发现我国北方半干旱地区降水呈现逐渐降低趋势, 且长时间干旱的频率呈增加趋势^[3-4]。降雨量或降雨频率的降低, 将直接引起土壤干旱加剧, 影响植物和微生物群落结构和功能^[5], 进而改变陆地生态系统水、碳、氮循环过程^[6]。因此, 研究降水变化对陆地生态系统结构和过程的影响及对全球气候变化的反馈具有重要意义。

土壤无机氮是陆地生态系统植物可利用氮的主要存在形态, 决定植物的生长和生态系统生产力^[7]。土壤无机氮包括NH₄⁺-N和NO₃^--N, 其输入和输出动态平衡影响土壤无机氮含量和主要存在形式^[8]。土壤无机氮主要来自于土壤微生物参与的氨化作用、硝化作用将土壤有机态氮转化为NH₄⁺-N和NO₃^--N^[9]。因此, 土壤氮矿化速率是土壤氮有效性指标之一, 决定了土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N含量及存在形式^[10-11]。同时, 一部分土壤中NH₄⁺-N和NO₃^--N能够被植物直接吸收和利用, 另一部分能够被土壤微生物固持并重新同化为有机态氮。此外, 土壤氮淋溶和气态氮(N₂、NO和N₂O等)损失等能够影响土壤氮的有效性。土壤无机氮有效性受到土壤氮矿化速率、植物吸收和利用偏好、土壤微生物固持以及挥发和淋溶等过程的综合影响^[12]。

降水变化能够显著改变陆地生态系统氮循环过程, 一方面降水变化能够直接影响土壤水分、侵蚀和淋溶, 另一方面降水能够影响植物、微生物的氮吸收和转化, 进而直接或间接地改变土壤氮循环过程^[13]。Homyak^[14]报道了在相对干旱地区由于降水减少限制植物根系对土壤氮的吸收, 进而增加土壤无机氮含量。然而, 在相对湿润地区, 降水增加会导致土壤氮淋溶流失增加^{[13, 15]}。同时, 降水变化对土壤氮矿化速率的影响亦存在不确定性, 随着土壤水分增加, 土壤氮矿化速率呈增加^[16]、降低^[17]或无显著差异^[15]。

科尔沁沙地位于我国半干旱亚湿润地区, 是我国三北防护林建设的重要区域, 长期以来已营造大面积沙地樟子松人工林。然而, 自20世纪90年代开始, 早期引种的樟子松人工林出现生产力降低等衰退现象^[18]。在干旱/半干旱地区, 土壤水分是调控植物生长的关键因子。近年来, 有研究表明在干旱/半干旱地区森林生态系统生产力可能受土壤水和氮的共同限制, 而并非单一水分因子限制^[19-20]。基于自然降水梯度或年际降水变化, 有研究开展了降水变化对沙地樟子松人工林生长^[21]、叶片水分利用效率^[22]和N、P养分含量及生态化学计量比特征^[23]的影响。然而, 针对降水减少是否降低土壤氮养分有效性, 进而导致沙地樟子松人工林生产力衰退的问题依然不清楚。因此, 开展降水减少对土壤氮有效性的影响研究十分必要, 有助于更好辨识干旱/半干旱地区森林生产力衰退的关键驱动机理^[13]。本研究采用野外模拟降水减少控制试验, 研究干旱加剧对沙地樟子松人工林土壤无机氮含量以及土壤氮矿化速率和氮淋溶过程的影响, 以期揭示沙地樟子松人工林土壤氮养分有效性对干旱加剧的响应机制。

1 研究材料与方法 1.1 研究区概况

研究地区位于科尔沁沙地东南缘中国科学院沈阳应用生态研究所大青沟沙地生态实验站(42°58′N, 122°21′E, 海拔260 m), 该地区属于半干旱亚湿润型气候, 年降水量450 mm左右, 降雨主要集中在7—8月份, 年均蒸发量1780 mm, 年均气温6.4℃, 最高月平均气温23.8℃, 最低月平均气温-12.5℃, 年均总辐射5035 MJ/m², 10℃以上积温2890℃, 无霜期150 d(1960—2016年气象站数据均值)。土壤类型为风沙土, 沙粒含量91%, 粉粒含量5%, 粘粒含量4%, 土壤容重约1.4 g/cm³, 土壤有机碳含量4.04 g/kg, 土壤全N含量0.22 g/kg, 土壤全磷含量74 mg/kg。林下植被主要为狗尾草(Setaria viridis)、猪毛蒿(Artemisia scoparia)、芦苇(Phragmites communis)、兴安胡枝子(Lespedeza davurica)和细叶胡枝子(Lespedeza hedysaroides)等。

1.2 模拟干旱梯度试验

2017年4月份, 选择1块15年生沙地樟子松人工林, 林分密度1333株/hm², 平均树高7.8 m, 平均胸径12.79 cm, 本研究共设置3个试验处理：自然降雨(CK)、减少30%降水(D30)和减少50%降水(D50), 每个处理设置3块重复样方, 随机分布于9块15 m × 15 m的样方。在林冠下布设V字型透明PVC板截留降水, 通过PVC板面积进行减少降水30%和50%试验处理。为避免PVC截水板对林下光照、气温等微气候的影响, 在CK处理布设呈倒V型透明PVC板。同时, 在研究样地附近安装1套全自动雨量记录仪, 测定样地降水量和气温(图 1)。

1.3 样品采样与分析

2017年5—10月份, 在沙地樟子松人工林生长季节每月进行样品采集。在每月中旬, 用土钻(直径4 cm)采集土壤样品, 每个样地随机采集0—10 cm和10—20 cm土层土壤样品, 立即带回实验室用于土壤水分含量、土壤铵态氮(NH₄⁺-N)和硝态氮(NO₃^--N)含量测定。

土壤净氨化速率、净硝化速率和土壤无机氮淋溶量采用离子交换树脂芯法测定^{[19, 24]}。首先, 在每个样方中随机选取5个采样点, 将PVC管(内径4 cm, 高20 cm)砸入土中；然后, 将PVC管小心取出, 去掉管子底端1 cm土壤, 随后依次放上滤纸(直径4 cm)、阳离子和阴离子交换树脂(4 g阳离子交换树脂, 钠型, 强酸性, 732#树脂；6 g阴离子交换树脂, 氯型, 强碱性, 717#树脂)和无色透明盖(SANA高级亚克力板, 中心留有数个直径0.5 mm圆孔, 确保降雨能够顺利排出)；最后, 将PVC管重新放回土壤野外培养1个月后取回, 取出离子交换树脂, 并将土壤分层为0—10 cm和10—20 cm, 用于测定土壤和离子交换树脂NH₄⁺-N和NO₃^--N含量。

土壤样品带回实验室后, 立即过2 mm土壤筛, 随后用2 mol/L KCI溶液按照1:2.5(土:水, w/v)浸提土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N, 利用连续流动注射分析仪(Brand+Luebbe, 德国)测定浸提液中NH₄⁺-N和NO₃^--N含量。同样, 用2 mol/L KCI溶液按照1:5(树脂:水, w/v)浸提树脂吸附的NH₄⁺-N和NO₃^--N, 利用连续流动注射分析仪测定浸提液中NH₄⁺-N和NO₃^--N含量。土壤含水量采用烘干法测定。

1.4 数据计算与统计分析

土壤净氨化速率(mg kg^-1 d^-1)=(培养后的铵态氮量(NH₄⁺-N)+树脂吸收铵态氮量(NH₄⁺-N)-培养前的铵态氮量(NH₄⁺-N))/培养时间

土壤净硝化速率(mg kg^-1 d^-1)=(培养后土壤硝态氮量(NO₃^--N)+树脂吸收硝态氮量(NO₃^--N)-培养前的硝态氮量(NO₃^--N))/培养时间

土壤净氮矿化速率(mg kg^-1 d^-1)=(培养后的无机氮量(NH₄⁺-N+ NO₃^--N) +树脂吸收的无机氮量(NH₄⁺-N+ NO₃^--N)-培养前的无机氮量(NH₄⁺-N+ NO₃^--N))/培养时间

土壤NH₄⁺-N或NO₃^--N淋溶量=树脂吸收NH₄⁺-N或NO₃^--N量/土干重

首先, 采用一般线性模型(GLM)分析降水处理、土层和采样时间对各指标的效应及其交互性作用, 并用Tukey HSD进行降水处理均值的多重比较, 统计显著水平为P < 0.05。数据统计分析与绘图分别采用R 3.5.1和SigmaPlot 10.0软件进行。

2 结果与分析 2.1 降水变化对土壤含水量的影响

降水变化、土层和采样时间均能够显著影响土壤含水量, 且存在显著的土层×时间的交互性效应(表 1)。在不同月份, 土壤含水量与降水量变化趋势基本一致, 土壤含水量随着降水量增加而增加(图 2)。与CK处理相比, D30和D50处理土壤含水量分别降低14.6%和31.8%, 其中CK与D50处理差异达显著性水平(P=0.005)。此外, 沙地樟子松人工林10—20 cm土层含水量显著高于0—10 cm土层(P=0.01)。

2.2 降水对土壤无机N含量及形态的影响

降水变化能够显著改变沙地樟子松人工林土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N含量(表 1)。减少降水能够增加土壤NH₄⁺-N含量, CK、D30和D50处理土壤NH₄⁺-N含量均值分别为0.89 mg/kg、0.87 mg/kg和1.07 mg/kg(图 3)。然而, 减少降水导致土壤NO₃^--N含量降低, CK、D30和D50处理土壤NO₃^--N含量分别为2.36 mg/kg、1.87 mg/kg和1.43 mg/kg。此外, 减水处理和时间对土壤NO₃^--N和SIN含量的影响具有显著的交互性。沙地樟子松人工林土壤无机氮均以NO₃^--N形式为主, 但随着降水量减少, 土壤NO₃^--N占SIN的比例逐渐降低, D50土壤NO₃^--N所占比例显著低于CK(P=0.01)和D30(P=0.04)。

同样, 土层能够显著影响土壤NH₄⁺-N和SIN含量, 0—10 cm土壤NH₄⁺-N和SIN含量均高于10—20 cm土层。然而, 0—10 cm和10—20 cm土壤NO₃^--N含量和NO₃^--N：SIN比例差异不显著(表 1)。同时, 土壤NH₄⁺-N、NO₃^--N、SIN含量和NO₃^--N：SIN比例存在明显的月动态特征。土壤NH₄⁺-N、NO₃^--N、SIN含量在7月份显著高于其他月份, 但土壤NO₃^--N：SIN比值在9月份达到最大, 且显著高于其他月份(图 3)。

2.3 降水变化对土壤净氨化、净硝化和净氮矿化速率的影响

除9—10月份D50处理土壤净氨化速率显著低于CK(P=0.01), 不同降水处理土壤净氨化速率差异不显著(图 4)。然而, 土壤净硝化速率和净氮矿化在不同降水处理间差异显著(图 4)。在6—7月份, D30(P=0.02)和D50(P=0.003)处理土壤净硝化速率显著低于CK处理；然而, 7—8月份, 减少降水处理增加土壤净硝化速率, 其中D50处理土壤净硝化速率显著高于CK(P=0.04)。同样, 在6—7月和7—8月份, 不同降水处理土壤净氮矿化速率差异显著。降水处理和时间对土壤净氨化、净硝化和净氮矿化速率均存在显著交互性作用。

土壤净氨化、净硝化和净氮矿化速率具有一致的月动态特征。土壤净氨化速率在7—8月份显著低于其他月份, 表现为铵态氮固持。然而, 在6—7月份土壤净硝化、净氮矿化速率达到最大值, 且显著高于其他月份。此外, 在8—9月份土壤净氮矿化速率显著高于7—8月份(P < 0.001)和9—10月份(P < 0.001)土壤净氮矿化速率。

2.4 降水对土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N淋溶量的影响

在不同降水处理樟子松人工林土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N淋溶量月动态规律基本一致, 且主要以NO₃^--N形式淋溶, 土壤NH₄⁺-N淋溶流失较少(图 5)。降水量变化显著影响土壤NH₄⁺-N淋溶量(图 5, P=0.04), 但不同降水处理间土壤NO₃^--N淋溶量差异并未达到显著性水平(图 5, P=0.09)。

不同月份土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N淋溶量存在显著差异性。在7—8月份, 土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N淋溶量均达最大值, 且土壤NH₄⁺-N淋溶量在5—6月份和7—8月份显著高于6—7月份和8—9月份, 在9—10月份不同降水处理均未发现土壤NH₄⁺-N淋溶。同样, 土壤NO₃^--N淋溶量在7—8月份显著高于其他月份, 且土壤NO₃^--N淋溶量在5—6月份显著高于6—7月份(P=0.02)和8—9月份(P=0.009)。

3 讨论

降水变化能够影响植物N吸收、土壤微生物数量和活性以及土壤N淋溶等过程, 直接或间接地影响土壤无机氮的NH₄⁺-N和NO₃^--N含量及存在形态^[13]。本研究发现, 降水量减少显著提高土壤NH₄⁺-N含量。该研究结果与Homyak等^[14]的研究结果相一致, 其原因可能是由于土壤水分含量降低限制了植物对NH₄⁺-N的吸收, 且减少降水处理具有较低的土壤硝化速率。同样, Cregger等^[13]在美国新墨西哥半干旱地区杜松-矮松(Pinus edulis-Juniperus monosperma)林地开展降水控制试验研究发现减少降水能够增加土壤NH₄⁺-N含量。然而, 任艳林^[15]在我国塞罕坝开展樟子松人工林降水量变化研究发现减少30%降水量对土壤NH₄⁺-N含量影响不显著。本研究发现, CK(0.89 mg/kg)和D30(0.87 mg/kg)处理土壤NH₄⁺-N含量差异不显著, 但与CK相比土壤NH₄⁺-N含量在D50(1.07 mg/kg)处理增加20%。此外, 本研究发现减少降水导致沙地樟子松人工林土壤NO₃^--N含量降低, 其原因可能与减水处理降低土壤硝化速率有关(图 4)。该结果与以往研究结果不一致, Cregger等^[13]发现减少降水可能降低植物对土壤无机氮吸收和NO₃^--N淋溶流失, 进而增加土壤NO₃^--N含量。任艳林^[15]研究发现, 增加降水导致土壤NO₃^--N含量降低, 但减少30%降水处理对土壤NO₃^--N含量影响不显著。可见, 降水量变化对土壤NO₃^--N含量的影响依然存在不一致性, 可能受植被组成、土壤类型、气候条件以及季节等因素影响, 有待进一步深入研究。此外, 本研究发现科尔沁沙地樟子松人工林土壤无机氮主要以NO₃^--N为主, 这与陈伏生等^[19]的研究结果一致, 该地区土壤类型为沙质土, 土壤通气条件良好且酸碱度适中, 有利于硝化细菌的活动, 从而导致大量NH₄⁺-N通过硝化作用转变为NO₃^--N。由于减少降水导致樟子松人工林土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N含量变化呈相反的趋势, 土壤总无机氮含量在不同降水处理差异不显著, 但随着降水减少土壤NO₃^--N含量占总无机氮比例呈逐渐降低趋势, 表明降水减少能够显著改变土壤无机氮存在形式。

通常, 无机氮主要来自于土壤微生物参与的氨化作用和硝化作用将土壤有机态氮转变为NH₄⁺-N和NO₃^--N^[25], 土壤氮矿化速率往往能够指示土壤氮有效性^{[7, 19]}。目前, 有关降水变化对土壤氮矿化作用的影响结论并不一致。例如, 有研究发现减少降水能够显著降低土壤硝化速率^[26-27]。然而, Zhang等^[28]发现随着湿度指数增加土壤总氮矿化速率和硝化速率均呈下降趋势。任艳林^[15]研究发现增加和减少降水均能够提高土壤净硝化速率。本研究发现, 不同降水处理和时间对土壤净氨化速率、净硝化速率和净矿化速率均存在显著的交互性作用。在9—10月份, D50处理土壤净氨化速率显著低于CK处理, 而其他月份不同降水处理差异并不显著。同样, 减少降水处理对土壤净硝化速率的影响亦不同；在6—7月份, 减少降水导致土壤净硝化速率降低, 而在7—8月份, 减少降水反而增加土壤净硝化速率。可见, 减少降水对土壤氨化作用和硝化作用的影响与取样时间有关, 可能受到当月降水量大小的影响；在降水量较小的月份, 进一步减少降水能降低土壤氨化作用和硝化作用；然而, 在降水量比较充足的月份, 减少降水反而有利于提高土壤净硝化作用。同样, Zhang等^[28]研究发现, 在不同降水量地区降水变化对土壤氮转化速率的影响不同。有研究表明, 土壤氮矿化速率存在临界土壤水分含量, 低于临界值时土壤硝化速率随土壤含水量增加而增加, 当土壤水分含量高于临界值时土壤硝化速率会随着土壤含水量的降低而增加^[29-30]。降水能够影响土壤孔隙中氧气含量、土壤养分扩散等过程, 进而直接或间接地改变参与土壤氨化作用和硝化作用微生物的数量和活性, 从而改变土壤氮转化速率^[31-32]。

土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N的淋溶是土壤氮输出生态系统的主要途径之一, 能够影响土壤有效性氮含量^[33]。本研究发现, 不同降水处理土壤无机氮淋溶均以NO₃^--N淋溶为主, 其原因是土壤NH₄⁺-N往往易吸附于土壤中矿物质或带负电荷的有机物质表面^[9]。虽然, 减少降水提高了土壤NH₄⁺-N含量, 但土壤NH₄⁺-N淋溶量却显著低于对照, 其原因可能是由于土壤水分降低导致土壤NH₄⁺-N更易于被土壤固持。然而, 本研究发现在降水量较高的月份(7—8月份)随着减水处理土壤NO₃^--N含量降低, 减少降水处理土壤NO₃^--N淋溶量呈一定程度的降低。

同时, 本研究发现土壤无机氮含量、氮矿化速率和淋溶氮有效性存在显著的月动态特征, 且存在显著的降水处理×时间交互性作用。在8月份, 降水量和土壤含水量均达到最大值, 但土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N含量却在7月份达到最大值。有研究认为温度可能比降水量对土壤微生物的影响更加明显, 进而显著改变土壤氮周转过程^{[13, 34]}。在本研究, 土壤无机氮含量在7月份达到最大值的原因可能包括2个方面：一方面, 科尔沁沙地降水和气温在7月份更加适宜, 土壤氨化速率和硝化速率在6—7月份达到最大值, 而8月份过多的降水可能引起土壤孔隙中氧气较低而形成厌氧条件, 进而限制土壤中参与土壤氨化作用和硝化作用微生物的数量和活性；另一方面, 在7—8月份较高的降水可能导致土壤中NH₄⁺-N和NO₃^--N被较多淋溶流失。

4 结论

综上研究表明, 降水是驱动科尔沁沙地樟子松人工林土壤氮周转过程的重要环境因子, 减少降水能够提高土壤NH₄⁺-N含量, 但降低土壤NO₃^--N含量, 且土壤无机氮存在形态随降水量减少而发生改变。在不同月份, 土壤净氨化速率和净硝化速率对降水减少的响应不同, 表明土壤氮矿化速率对降水变化的响应受自然降水条件的影响。在降水量较低月份, 进一步减少降水能够抑制土壤氮矿化, 而在降水量较大月份, 适当的减少降水处理反而能够提高沙地樟子松人工林土壤氮矿化速率。此外, 在科尔沁沙地樟子松人工林, 降水减少能够降低土壤N淋溶流失。本研究采用野外模拟降水变化的控制试验, 为深入了解未来降水减少对科尔沁沙地樟子松人工林土壤氮循环影响提供理论依据。然而, 本文未考虑植物氮吸收、土壤气态N排放等土壤氮周转过程, 今后需进一步开展相关方面的研究。