若尔盖不同退化程度高寒沼泽湿地土壤氮矿化特征及温度效应

李 梦，胡 容，蒲玉琳*，张世熔，李 婷，贾永霞，李 云

(1.四川农业大学资源学院，四川 成都 611130；2.重庆武隆区农业农村委员会，重庆 408500；3.四川农业大学环境学院，四川 成都 611130)

氮素是植物生长不可缺少的大量营养元素之一。土壤中90%的氮是以有机氮形式存在，仅有一小部分水溶性有机氮可被植物直接吸收利用，多数有机氮经过矿化才能被植物吸收利用[1]。因此，有机氮的矿化是控制土壤氮素有效化的关键过程，关系到不同陆地生态系统如草地生态系统初级生产力的高低[2]。湿地是人类重要的生存环境之一，也是自然界最富有生物多样性和较高生产力的生态系统[3]。湿地土壤中的氮素，尤其是可利用氮含量的高低显著影响湿地的生产力[4]，使得湿地土壤氮矿化一直都备受从事土壤与环境研究学者们的关注。

不同气候区域的湿地因为水热、植被等生态环境的不同，土壤氮矿化也随之不同。如北温带的三江平原不同植被群落下土壤氮矿化量、硝化量均表现为典型草甸小叶章(Calamagrostisangustifolia)湿地>沼泽化草甸小叶章湿地[4]；暖温带的黄河口不同地势高度潮滩口湿地土壤氮矿化速率是低潮滩湿地<中潮滩湿地<高潮滩湿地[5]；亚热带边缘的滇西北高原纳帕海湿地土壤氮矿化速率在植物生长期内表现为：沼泽化草甸>草甸>沼泽[6]。植被和水热等生态环境的改变也会影响湿地土壤氮矿化。如互花米草(Spartinaalterniflora)入侵闽江短叶茳芏(Cyperusmalaccensis)湿地后土壤的氮矿化作用增强，且入侵过程中土壤氮矿化速率表现为夏季>春季>秋季>冬季[7]；黄河口的盐化沼泽湿地土壤盐度增加抑制土壤净氮矿化和硝化速率[8]；云南纳帕海湿地开垦为耕地后春季和夏季的土壤净氮矿化速率增加，而湿地转变为草地后土壤净氮矿化、净硝化和反硝化作用显著减小[9]。由此看来，为维持湿地生态系统的稳定性，促进湿地系统氮等元素生物地球化学的良性循环，探究不同气候区湿地土壤氮矿化对生态环境变化的响应也是土壤和环境科学的重要研究课题之一。

青藏高原东缘的若尔盖高原高寒沼泽湿地对全球气候变化和人类干扰的敏感性高[10]，也有研究探讨了凋落物[11]、放牧[12]、降雨量及频率[13]、温度与水分对沼泽土和泥炭土氮矿化的影响[14-15]。然而，自20世纪60年代以来，受气候暖干化[16]、鼠害[17]和人为因素如开沟排水[18]、放牧等[19]的影响，沼泽发生了明显的退化，主要表现为沼泽干化、湖泊萎缩，中生与旱生植被取代沼生植被，导致高寒沼泽湿地向沼泽化草甸、草甸和退化草甸逆向演替[20]。高寒沼泽在这一逆向演替过程中，土壤的水、热和植被等生境显著改变，已有的研究[11-15]少有涉及沼泽湿地土壤氮矿化对这一生境变化的响应的报道。课题组前期研究结果显示，氮是限制当前若尔盖高寒湿地植物生长与发育的首要营养元素[21]。因此，探讨高寒沼泽湿地在退化过程中土壤氮矿化的演变特征及温度效应，不仅能为受损高寒湿地生态恢复过程中的氮素调控提供理论与技术支持，还可丰富高寒湿地生态系统的氮循环理论。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于青藏高原东北部的若尔盖花湖湿地保护区及比邻区域(102°18′～103°09′ E，32°59′～34°29′ N)，海拔3 400～3 800 m。境内地貌类型为阶地、河漫滩和湖群洼地，沼泽发育强烈、泥炭丰富，属大陆性季风气候，具有高原寒温带湿润气候特征，多年平均气温0.6～1.2℃，1月气温—10.5～—7.9℃，7月气温10.9～11.4℃，极端低温—29.5℃，极端高温24.6℃，年平均降水量650～750 mm，5—10月为雨季，湿润系数1.26～1.93。域内以沼泽和草甸植被为主，伴有少量旱生植被，其中沼泽植被类型主要有乌拉苔草(Carexmeyerina)、木里苔草(Carexmuliensis)、狐尾藻(Myriophyllumverticillatum)，草甸植被主要有草地早熟禾(Poapratensis)、鹅绒委陵菜(Potentillaanserina)、藏蒿草(Kobresiatibetica)，旱生植被以火绒草(Leontopodiumleontopodioides)、尖叶龙胆(Gentianaaristata)、二裂委陵菜(Potentillabifurca)为主；土壤主要是沼泽土和草甸土。

该区域的原生沼泽受自然和人为活动的影响已出现轻度、中度和重度退化[22]。轻度退化沼泽(Lightly degraded marsh，LDM)、中度退化沼泽(Moderately degraded marsh，MDM)和重度退化沼泽(Heavily degraded marsh，HDM)的景观分别是沼泽化草甸、草甸和退化草甸。相对原生沼泽(Relatively pristine marsh，RPM)和退化沼泽湿地的生态环境状况分别为：(1)RPM，土壤类型为泥炭沼泽土，地表常年积水0.16～0.27 m，植被覆盖度为70%～85%，植被群落以沼生植被为主，优势植物是狐尾藻、木里苔草和乌拉苔草，无放牧等人为干扰，地上生物量为381.72～589.08 g·m-2，地下生物量为818.03～1 342.31 g·m-2；(2)LDM，土壤类型为沼泽化草甸土，地表季节性积水0.10～0.14 m，植被覆盖度为80%～90%，植被群落以沼生、草甸植被为主，优势植物是华扁穗草(Blysmussinocompressus)、苔草(Carexspp.)和藏蒿草，受放牧影响小、有开沟排水等人为干扰，地上生物量为486.02～803.46 g·m-2，地下生物量为725.57～1 266.52 g·m-2；(3)MDM，土壤类型为草甸土，地表无积水，植被覆盖度为75%～80%，植被群落以草甸植被为主，优势植物是藏嵩草、草地早熟禾、鹅绒委陵菜和高原毛茛(Ranunculustanguticus)，受放牧影响较为严重、有无序旅游等人为干扰，地上生物量为358.35～407.32 g·m-2，地下生物量为688.02～914.24 g·m-2；(4)HDM，土壤类型为草甸土，地表无积水，植被覆盖度为55%～65%，植被群落以草甸植被为主，优势植物是藏嵩草、草地早熟禾、鹅绒委陵菜，伴生种为车前草(Plantagoasiatica)、火绒草、橐吾(Ligulariasibirica)、狼毒(Stellerachamaejasme)等，有严重的鼠害及超载放牧、无序旅游等人为干扰情况，地上生物量为153.08～266.71 g·m-2，地下生物量为256.04～449.78 g·m-2。

1.2 土壤调查与样品采集

2017年8月在若尔盖花湖湿地及毗邻区域采用空间代替时间法，选择沼泽以及由沼泽退化而成的沼泽化草甸、草甸和退化草甸4种湿地景观，分别代表RPM，LDM，MDM和HDM。每类景观随机设置100 m×100 m典型样地3个，每个样地使用合众思壮集思宝GPS(G120BD)定位后，先在每个样地内随机设立3个1 m×1 m的样方，土壤环境调查后再采集土壤样品。每个样地进行土壤环境调查时，先调查地表水文状况和植物群落特征及植被覆盖度；然后参考张鹏飞等[23]设置的样方尺寸用全收获法采集50 cm×50 cm范围内的地上植物用于测定地上生物量，再挖取3个50 cm×50 cm×20 cm的完整土块用于测定地下根系的生物量。

土壤样品采集时，用土铲采集0～20 cm的表层土壤样品，将同一样地内3个样方的土样混合，去除大的杂物及植物根系、凋落物等，缩分至5 kg，装入塑料袋密封，共采集12个混合表层样。同时，在每个样方内，用100 cm3环刀采集表层原状土样，用于测定土壤容重。每个样地的土壤样品带回实验室后，一部分土样冷藏于4℃冰箱内用于有机氮矿化试验，一部分土样风干、过筛，用于测定土壤有机质和氮含量。土壤有机碳含量采用重铬酸钾容量法测定，全氮含量采用半微量凯氏定氮法测定，碱解氮含量采用碱解扩散法测定[24]。4种不同退化程度沼泽湿地的土壤基本理化性质见表1。

表1 土壤基本理化性质

1.3 矿化培养试验

淹水密闭培养-间歇淋洗法的厌氧培养过程能抑制硝化细菌活动，矿化的最终产物是铵态氮，且在密闭条件下不会发生氨挥发损失[25]。该方法常用于研究稻田或长期水分含量较高的土壤氮矿化。本研究中RPM长期积水，其余3种退化湿地土壤含水量高达31.2%～102.4%，因此土壤氮矿化培养采用淹水密闭培养-间歇淋洗法[25]。

根据研究区1967—2014年的气温年变化[26]及土壤氮循环微生物活性的温度响应特征[27]，4种不同退化程度湿地土壤氮矿化温度均设为5℃，10℃，15℃，20℃，25℃，共20个处理，每个处理重复3次。将上述4种供试土壤挑除根系并过2 mm筛，参考淹水密闭培养-间歇淋洗法[25]进行土壤氮矿化培养试验：称取土壤样品8 g和石英砂5 g，装入50 mL塑料瓶，摇匀后加水，使最终的水土比为2∶1，呈淹水状态，常温预培养7 d激活微生物后，将培养样品分别放入5℃，10℃，15℃，20℃，25℃的恒温恒湿培养箱。共培养56 d，分别在培养的第7，14，21，28，35，42，56 d淋洗土样3～4次，淋洗液铵态氮含量的测定采用氯化钾浸提-靛酚蓝比色法[24]。

1.4 数据计算与处理

1.4.1数据计算

(1)土壤氮矿化速率

土壤氮矿化速率为单位培养时间内铵态氮含量的变化[12]，采用①～③公式计算：

①

Ramm=Aamm/Δt

②

Δt=ti+j-ti

③

(2)氮矿化势与矿化速率常数

土壤氮矿化过程用一级反应动力学模型公式④模拟[28]：

Nt=N0(1-e-kt)

④

式中，Nt为土壤矿化累积量(mg·kg-1)；N0为氮矿化势(mg·kg-1)，是一定条件下土壤中能矿化为无机氮的有机氮数量的最大值，表征土壤供氮潜力大小；k为矿化速率常数(d-1)，是单位时间内的矿化氮量占土壤可矿化氮量的比例，反映土壤有机氮矿化的快慢和土壤供氮速度的大小；t为培养时间(day)。由测得的铵态氮积累量数据拟合，得到不同温度下不同退化程度湿地土壤一级反应动力学模型的参数N0和k。

(3)氮矿化的温度效应

土壤氮矿化速率与温度之间的关系采用指数模型公式⑤拟合[12]：

f(T)=A×eb×T

⑤

式中，f(T)为不同培养温度下的土壤氮矿化速率(mg·kg-1·d-1)；T为培养温度(℃)；A为基质质量指数，表示温度为0℃时的土壤氮矿化反应速率常数(mg·kg-1·d-1)；b为温度反应系数。对测得的土壤氨化速率数据进行拟合，求得不同温度下不同退化程度湿地土壤指数模型的参数A和b。

(4)温度敏感系数Q10

土壤氮矿化的温度敏感性(Q10)由公式⑤和⑥计算[12,29]：

Q10=e10×b

⑥

式中，Q10为温度敏感系数，即温度每增加10℃土壤氮矿化速率增加的倍数，反映土壤氮矿化速率对温度的敏感性；b为温度反应系数。

1.4.2数据处理 采用Excel 2010，SPSS 25.0 和Origin 8.5进行数据分析与作图。单因素方差分析(One-way ANOVA)和邓肯法(Duncan)分析不同退化程度湿地土壤铵态氮累积量等的差异显著性，统计差异显著水平为P<0.05；使用Origin 8.5软件进行一级反应动力学方程和温度效应模型的拟合。图表中数据为平均值±标准误。

2 结果与分析

2.1 高寒沼泽湿地退化过程中土壤氮矿化动态

如图1所示，随着培养时间的增加，4种湿地土壤的铵态氮累积量在5个培养温度下基本上都是在培养的42 d以前逐渐增加，42 d后趋于稳定。在同一培养温度下的8个培养时间段内退化湿地土壤铵态氮积累量与未退化湿地土壤间的差异相似。在淹水培养56 d后，土壤铵态氮累积量因湿地退化而差异显著(P<0.05，表2)；与RPM相比，LDM，HDM土壤的铵态氮累积量分别减少11.76%～38.91%，41.65%～62.37%，MDM土壤的却增加1.84%～73.36%，并且在大多数培养温度下3种退化湿地土壤铵态氮积累量与RPM间的差异显著(P<0.05)。这说明淹水培养条件下，高寒沼泽湿地发生轻度和重度退化时，土壤氮矿化过程中铵态氮累积量降低，中度退化时却增加。

图1 高寒沼泽退化条件下土壤铵态氮累积量动态

由图2可知，随着培养时间的增加，4种湿地土壤的氨化速率在5个培养温度下都是在培养的42 d以前呈波浪形降低，42 d后趋于稳定。在培养42 d后，RPM的土壤氨化速率在5～20℃，25℃时的变化范围分别是0.83～3.36 mg·kg-1·d-1，4.92～6.66 mg·kg-1·d-1；MDM的在5～10℃，15～25℃分别在1.25～3.01 mg·kg-1·d-1，3.59～6.12 mg·kg-1·d-1之间变化；然而LDM和HDM的在每个温度下变化都较小，分别在0.57～3.27 mg·kg-1·d-1，0.35～2.59 mg·kg-1·d-1之间波动。各培养温度下，8个培养时期的土壤平均氨化速率因湿地退化而差异显著(P<0.05，表2)；LDM，HDM的土壤平均氨化速率分别较RPM降低11.76%～38.90%，41.64%～62.37%，MDM的却比RPM增加1.85%～73.69%，并且在大多数培养温度下3种退化湿地土壤氨化速率也与RPM间的差异显著(P<0.05)。这表明淹水培养条件下，高寒沼泽湿地发生轻度和重度退化时，土壤氮矿化过程中氨化速率降低，中度退化时却增加。

图2 高寒沼泽退化条件下土壤氨化速率动态

表2 高寒沼泽退化条件下土壤铵态氮累积量和氨化速率的方差分析

2.2 高寒沼泽湿地退化过程中土壤氮矿化的动力学特征

高寒沼泽湿地土壤氮矿化动态可用一级动力学模型模拟，由表3可知，4类湿地土壤氮矿化势N0随着培养温度的增加而显著增大(P<0.05)，表明温度越高，土壤的供氮潜力越大。5～20℃时，与RPM相比，HDM土壤N0降低39.26%～46.97%(P<0.05)，而MDM土壤N0增加66.81%～204.15%(P<0.05)，且除15℃时外，RPM与LDM土壤N0的差异均不显著；25℃时，LDM和HDM土壤N0分别较RPM降低48.26%和67.89%(P<0.05)，MDM与RPM土壤N0的差异不显著。这说明在5～25℃范围内，淹水培养时，随高寒沼泽湿地退化，LDM和HDM土壤的供氮潜力减小，MDM土壤的在增加。

表3 高寒沼泽退化条件下土壤氮矿化势与矿化速率常数

4类湿地土壤在20～25℃之间的矿化速率常数k值均高于5～15℃，这显示各土壤有机氮在20～25℃时矿化作用较强。5℃和15℃时，3类退化沼泽湿地土壤的k值与RPM间的差异都不显著；10℃时，LDM，MDM，HDM土壤的k值分别较RPM减小60.66%，72.04%，45.50%(P<0.05)；20℃时，3类湿地土壤与RPM的k值相比差异不显著，但HDM大于LDM和MDM(P<0.05)。25℃时，LDM和HDM的k值较RPM分别增加40.91%和119.55%(P<0.05)。因此，沼泽湿地退化条件下，土壤有机氮矿化在温度较低(5～15℃)时减慢，在温度较高(20～25℃)时却加快。

2.3 高寒沼泽湿地退化过程中氮矿化的温度效应

随着培养温度的增加，4类湿地土壤的铵态氮累积量和氨化速率均增加(图1和2)。高寒沼泽湿地土壤氮矿化的温度效应可用指数模型拟合(表4)。由表4可知，不同退化程度沼泽湿地土壤的基质质量指数(A)大小顺序为MDM>RPM>LDM>HDM，且与RPM的A值与MDM，HDM间的差异显著(P<0.05)。湿地退化显著降低了土壤氮矿化的温度反应系数(b)，致使3种退化湿地LDM，MDM和HDM的土壤氮矿化Q10相比于RPM分别显著降低26.12%，30.99%和20.53%，但HDM的却显著高于LDM，MDM(P<0.05)。这表明虽然沼泽湿地土壤氮矿化作用随温度升高而增强，但是在厌氧培养条件下，高寒土壤氮矿化的温度敏感性因湿地退化而降低，当沼泽湿地重度退化时土壤氮矿化的温度敏感性又增加。

表4 高寒沼泽退化条件下土壤氮矿化的指数模型参数

3 讨论

3.1 高寒沼泽湿地退化对土壤氮矿化的影响

淹水培养的42 d前土壤铵态氮累积量逐渐增加，氨化速率呈波浪形降低，42 d后基本恒定。这可能是因为在培养的42 d前，土壤淹水促使其中发酵微生物快速繁殖，迅速分解土壤中易分解有机氮和土壤风干过程中死亡的微生物残体，进而使土壤有机氮表现出较高的矿化强度[30]；随着培养时间的延长，微生物活动不断消耗土壤养分，养分含量减少，微生物的生物量也急剧下降[28]，导致土壤矿化氮累积量和氨化速率最终趋于稳定状态。这与彭显龙等[31]对温带和寒温带水田湿地土壤氮素矿化特征的研究结果相似。

土壤氮矿化速率的关键影响因子有水、热等环境因子[27]及有机质含量和C/N等土壤理化性质[32]。水分状况和温度通过影响微生物区系和活性而显著影响氮的矿化过程[33]，湿地生态系统土壤氮矿化速率受土壤水分和温度的影响较大，且高温和干旱有利于土壤氮矿化[34]。有机质分解提供氮矿化作用所需要的能量[33]，而C/N则影响着微生物对有机物质的分解能力[35]。本研究显示，高寒湿地土壤氮矿化速率在轻度和重度退化时降低，中度退化增加。这是因为当沼泽发生轻度退化时，季节性积水的水文状况使得土壤氮积累量大大降低，致使土壤氨化速率降低；当沼泽发生重度退化时，由于其土壤氮累积量远低于RPM(表1)，满足不了厌氧微生物生命活动所需氮素营养，即使C/N低于RPM，仍使得退化草甸土壤氨化速率显著低于原生沼泽；然而，当沼泽发生中度退化时，土壤的氨化速率却大于原生沼泽，究其原因可能是虽然草甸土壤的氮积累量减少，但氮积累量仍在10.0 g·kg-1以上，能满足厌氧微生物生命活动所需的氮素营养，在C/N显著降低的情况下(表1)，加快了土壤氮的矿化。

3.2 高寒沼泽湿地退化对土壤氮矿化能力的影响

土壤氮矿化动力学参数N0和K是描述氮矿化能力的重要指标[25]。4类湿地土壤N0随着培养温度的升高而增大，大体相似于曹竞雄等[28]的研究结果。同一温度下，随沼泽湿地退化，LDM和HDM土壤的供氮潜力减小，而MDM土壤的供氮潜力增大。这仍是沼泽逆向演替过程中土壤氮积累量和C/N出现的上述变化所致。

土壤氮矿化动力学模型的k值显示沼泽湿地退化条件下，土壤氮矿化速率大致在温度较低时减慢，在温度较高时却加快。这可能是因为低温时微生物的活性低，有机氮矿化的快慢主要取决于土壤中活性有机氮如铵态氮、游离氨基酸态氮、氨基糖态氮等含量的多少，而这些活性有机氮含量往往又和全氮含量呈正相关[36]，供试退化沼泽湿地土壤全氮含量正好较RPM大幅降低(表1)。高温时，微生物和酶的活性增强[28]，土壤有机氮矿化的快慢主要决定于土壤中活性有机氮含量占全氮的比例[31]，活性有机氮占全氮比例越高，有机氮矿化越快，而胡容[22]等对若尔盖高寒沼泽湿地退化过程中氮组分的变化研究结果显示，活性有机氮组分铵态氮、氨基糖态氮占全氮的比例均随湿地退化而增加，使得土壤供氮速度在温度较高(20～25℃)时随湿地退化而加快。因此，在若尔盖多年月均气温(—10.1～10.7℃)低于15℃的条件下，土壤供氮潜力(N0)与供氮强度(k)，即土壤供氮能力总体上随高寒沼泽湿地退化而降低。

3.3 高寒沼泽湿地退化条件下温度对土壤氮矿化的影响

温度是影响氮矿化的最重要的正向环境因子，通过改变土壤微生物的群落组成和数量影响氮矿化过程[27]。即便是淹水培养条件下，温度上升也会增强土壤中厌氧微生物和酶的活性，进而促进土壤中有机氮的生物降解，且在25℃下微生物的生长繁殖快，有利于土壤的氮矿化[14]。所以，若尔盖不同退化程度沼泽湿地土壤的氮矿化的温度效应相似于赵长盛等[37]、王帘里等[38]的研究结果：在5～25℃范围内，各类沼泽湿地土壤氮矿化作用都随温度的升高而增强。这意味着青藏高原气候干暖化持续加强[16]可能加剧土壤的氮矿化，减弱土壤氮“汇”效应。

温度敏感性是衡量土壤氮矿化对气候变化响应的重要参数[29]。若尔盖区不同退化程度高寒沼泽湿地土壤氮矿化的Q10的范围是1.81～2.63，与高俊琴等[14]报道的沼泽土和泥炭土氮矿化的Q10(分别在0.9～4.5和1.0～4.4之间)基本相符。在淹水培养下，土壤氮矿化的Q10因湿地退化而减小，与朱剑兴等[39]对内蒙古草原在好氧培养下典型草地退化成荒漠草地时土壤氮矿化的Q10增大的结果有差异。这可能是培养方法(好氧培养、厌氧培养)的不同所致，厌氧微生物的温度敏感性远不如好氧微生物的温度敏感性强，使得淹水厌氧培养条件下土壤氮矿化速率对温度的敏感性主要决定于活性有机氮含量或氮积累量的多少。然而，退化沼泽湿地中，重度退化沼泽土壤的氮矿化的Q10又比轻度、中度退化大的原因与碳(氮)底物调控微生物活性的有效性不同有关[25]，过低的氮含量和C/N(表1)使厌氧型微生物在温度增加时可快速分解有机氮。可见，高寒沼泽湿地退化条件下，土壤氮矿化过程中的氨化作用虽然仍随温度增加而增加，但其温度敏感性降低不利于退化湿地生态恢复。

4 结论

土壤氮矿化过程中，轻度和重度退化沼泽湿地土壤的铵态氮累积量、氨化速率和氮矿化势都显著减小，而中度退化沼泽湿地的却增加。土壤氮矿化速率在较低温度5～15℃时因湿地退化而减慢，在较高温度20～25℃时则因湿地退化而加快。土壤氮矿化的温度敏感性因湿地退化而显著降低，且在重度退化下显著高于轻度和中度退化。因此，高寒沼泽湿地退化总体上降低了土壤氨化速率、供氮潜力及氨化作用的温度敏感性，可能致使土壤可利用氮含量降低，加剧氮对退化高寒湿地净初级生产力的限制作用。