大兴安岭多年冻土泥炭地无机氮动态对秋季冻融的响应

焦亚青， 宋立全， 臧淑英， 孙超峰， 鲁博权

（1.哈尔滨师范大学寒区地理环境监测与空间信息服务黑龙江省重点实验室，黑龙江哈尔滨150025；2.黑龙江省寒区生态安全协同创新中心，黑龙江哈尔滨150025）

0 引言

国际冻土协会将多年冻土定义为温度在0 ℃或低于0 ℃至少连续存在两年的岩土层［1］。在高纬度地区，沼泽湿地和冻土通常共生［2］。多年冻土土壤有机氮经过矿化作用转换为铵态氮（NH4+-N）和硝态氮（NO3--N），通过硝化和反硝化作用产生温室气体氧化亚氮（N2O）逸散到大气中，从而对湿地生态系统和全球气候变化产生影响［3］。高纬度多年冻土泥炭地土壤氮素储存量约40～60 Pg［4］，在气候变暖的背景下，冻土退化、冻融循环过程的改变影响了土壤氮素的矿化过程［5］，提高了冻土泥炭地N2O 排放潜能［6］，从而加剧全球变暖。

冻融作用是土壤由于气温变化而反复冻结融化产生的［7］，是土壤水分和热量动态变化的表现形式［8］。冻融过程直接改变了土壤的温度［9］、水分迁移［10］、微生物活性［11］，从而加速有效氮素以气体形式或淋溶形式释放［12］。此过程主要发生在植物非生长的春季和秋季［13-14］。春季和秋季气温仍较低，一般认为气温较低时有机质分解较弱，然而，研究发现秋季土壤氮矿化仍非常强烈［15］；秋季土壤微生物活性和营养物质含量发生变化［16］，导致氮矿化过程不断累积。此外，冻融作用在非生长季产生的影响可能延续到冻融后期［17］，秋季氮矿化的累积会导致春季冻融期无机氮的释放和N2O排放潜能。

目前关于无机氮影响因素的研究主要集中在温度、水分、土壤理化性质、微生物、植被类型等方面［18-22］，虽然获得了不少研究成果，但在不同自然生态系统中研究结果还存在较大差异，主要归结于土壤温度和水分。在冻融条件下频繁的水热交替会影响土壤微生物活性，改变土壤团聚体结构和对土壤无机氮固持［23］。有研究发现，在一定模拟条件下，土壤水分和温度与土壤氮矿化之间存在线性相关［24］；但也有研究发现土壤氮矿化与温度之间并没有直接关系［25］。国内外在不同土地类型（湿地［26］、草地［27］、田地［28］、水稻［29］）、不同坡面［30］、不同纬度［31-32］等条件下通过室内模拟和原位培养的方法已经开展了无机氮变化影响因子的研究。其中，室内模拟实验容易改变土壤温度和水分条件，可得到土壤无机氮变化规律，但是由于研究方法和冻融格局的差异，得到的结果也不一致［33］。与室内模拟冻融实验相比，野外原位实验弥补了温度、水分极端变化的缺陷，很大程度上还原了无机氮在自然条件下的变化规律，但目前野外原位监测研究仍非常少见，导致秋季冻融对土壤无机氮变化的影响尚不明确。我国关于冻融条件下无机氮的研究主要集中在森林［34］、农田［35］、山地［31］、湿地［36］等生态系统，但在多年冻土泥炭地研究较少。因此，在气候变暖、多年冻土退化背景下，深入探讨秋季冻融对多年冻土泥炭地无机氮影响的研究是必要且紧迫的。

大兴安岭多年冻土泥炭地位于欧亚大陆多年冻土区的南缘，由于纬度高，并伴随着昼夜温差大的气候特点，是全球变暖响应敏感的地区之一，该区多年冻土泥炭地具有湿冷、滞水、厚度浅、稳定性较差等特点［37］。近年来，由于全球变暖，该区冻土退化、水位下降，群落结构发生变化，从而导致生产力发生变化，必然会对土壤无机氮的时空变化产生影响。目前关于大兴安岭冻土区的研究主要集中在不同植被类型［38］土壤碳氮矿化［39］、微量元素［40］的分布、温室气体排放［41］等方面。然而，在野外原位探究多年冻土泥炭地无机氮对秋季冻融的响应方面的研究很是缺乏。因此，本研究以大兴安岭三种多年冻土泥炭地为研究对象，旨在探明秋季冻融期间土壤温度和含水量变化对浅层和深层多年冻土泥炭土壤无机氮动态的影响，也为进一步探究该过程中温室气体（N2O）排放对全球变暖响应的研究提供基础数据。

1 研究区概况

本研究区位于大兴安岭北部的黑龙江省漠河森林生态系统国家定位研究站（53°28′N，122°21′E）。本区为寒温带大陆性季风气候，区域气候有显著性差异：冬季受大陆气团控制，寒冷而漫长（约占7 个月之久），夏季受海洋气团影响，湿热短促，降水集中。年均气温为-4.5 ℃，其中1 月最冷，平均温度为-29.1 ℃；7 月最热，平均温度为18.2 ℃。年平均降水量460.8 mm，且主要集中在7、8 月份。日照时间较长，其中夏天昼长夜短，白昼可达18小时以上；春季降水少，风多且干旱，易发生森林火灾；秋季温度急剧下降，常有初霜和冻害发生。平均无霜期85～90 d。

本区地形以低山丘陵为主，坡度平缓，河流沟谷湿地分布着多年冻土。土壤类型为棕色针叶林土、泥炭沼泽土和草甸土，泥炭层厚度45～60 cm，其中0～10 cm土壤全氮含量为14.8 mg·g-1，pH为4.7。该区泥炭地植被类型以兴安落叶松-泥炭藓（Larix gmelinii Sphagnum）群落为主。高层灌木有兴安落叶松（Larix gmelini）、樟子松（Pinus sylvestris var.mongolica）、白桦（Betula platyphylla）；矮层灌木有杜香（Ledum palustre）、杜鹃（Rhododendron simsii）、云杉（Dragon spruce）等；草本层有小叶章（Calamagrostis angustifolia）、白毛羊胡子草（Eriophorum vaginatum）等形成的“塔头”。

2 方法与数据

通过对研究区秋季冻融期大气、土壤温度的连续观测，将研究区最低气温开始位于0 ℃以下（研究区9 月中下旬）至最高气温位于0 ℃以下并持续3～5天的（研究区11 月上旬）这段时间作为本研究的秋季冻融期［42-43］。其中9 月25 日—10 月7 日为秋季冻融前期，该地区的大气和土壤温度均呈下降趋势。10 月10 日—10 月22 日为秋季冻融中期，日最低气温降至0 ℃，截至10 月24 日—11 月5 日为秋季冻融后期，日最高气温和地表温度均低于0 ℃，且持续数天。根据大兴安岭多年冻土泥炭层土壤平均深度，把土壤垂直剖面分为两部分：0～20 cm 为浅层泥炭土；20～50 cm为深层泥炭土。

2.1 样品采集

本研究在大兴安岭多年冻土泥炭地，沿一定坡度设置三种典型的泥炭地为研究对象，分别设置3个100 m×100 m 样地，在每种泥炭地样地内随机设置3 个20 m×20 m 样方作为重复，于2019 年9 月25日—11 月5 日，采样周期为间隔1 天，采样时间均固定在北京时间09：00—11：00，分别采集浅层和深层多年冻土泥炭土壤，土壤样品的测定值作为该天土壤要素的平均值。

每次采样时，去除样地表面的凋落物和腐殖质后，用内径5 cm 的土钻分层采集0～10、10～20、20～30、30～40和40～50 cm深度的土壤，剔除杂草和石砾后过2 mm 孔径筛，同种样地同层均匀混合，用于多年冻土泥炭地土壤无机氮和含水量的测定。用便携式温度计（JM-624，中国天津今明仪器有限公司）重复3 次测量0～50 cm 土层深度的土壤温度（间隔为5 cm）以及采样地实时大气温度。

2.2 样品处理

将新鲜土样置于已称铝盒中，用烘干法（105 ℃，24 h）测定不同土层土壤含水量。称取10 g新鲜土样于250 mL 三角瓶内，加入100 mL 氯化钾（1 mol·L-1），摇床常温振荡1 h 后静置30 min，离心10 min 后用0.45 μm 定性滤纸过滤，移滤液40 mL于50 mL的离心管中保存待测。过滤的土壤溶液尽快在24 h 之内分析，如不能达到要求则冷藏保存。三种多年冻土泥炭地土壤NH4+-N 和NO3--N 含量用连续流动分析仪（SKALAR San++，荷兰）测定。

2.3 数据处理

应用Excel 2010 对初始数据进行整理，Origin 9.0软件进行绘图。应用SPSS 22.0数据处理软件，用单因素方差分析（LSD）方法，比较三种多年冻土泥炭地类型在秋季冻融期中土壤温度、含水量、NH4+-N和NO3--N 含量的差异。用Pearson相关分析检验环境变量与土壤NH4+-N 和NO3--N 含量的相关关系（当P＜0.05 为显著）。采用多元线性逐步回归的方法揭示多年冻土泥炭土壤无机氮对温度和含水量的响应程度。

3 结果

3.1 秋季冻融期土壤温度、含水量变化规律

在秋季冻融前期和中期，XY 分别与XA、BM 在15 cm、30 cm 和35 cm 土壤温度呈现差异显著（P＜0.05），在秋季冻融后期差异均不显著（P＞0.05）（附表1）。土壤总体均温大致呈现出XY 最大，BM 最小的趋势。如图1所示，3种冻土泥炭地浅层土壤温度在秋季冻融后期波动幅度较大，与秋季冻融前期相比降低幅度分别为79%、68%和52%；深层土壤温度先降后升呈波动变化。其中XY 在整个秋季冻融时期深层土壤温度大于浅层，而XA 和BM 仅在秋季冻融中期和后期与之变化一致，秋季冻融前期浅层土壤温度大于深层。

图2表明，在整个秋季冻融时期，3 种冻土泥炭地浅层含水量均大于深层，其中XY 平均整体含水量最大，BM 最小；且在秋季冻融前期和中期XY 分别与XA、BM 在0～20 cm 土壤含水量呈现出显著差异水平（P＜0.05）（附表1）。3 种冻土泥炭地在秋季冻融前、中和后期土壤含水量均呈现波动下降趋势，其中XY 降幅最大（63.8%），BM 降幅最小（7.3%）。

附表1 3种多年冻土泥炭地的土壤温度、含水量方差分析Attached table 1 Variance analysis of soil temperature and soil moisture content in the three permafrost peatlands

图2 秋季冻融期3种泥炭地浅层、深层土壤含水量变化（XY：小叶章泥炭地；XA：兴安落叶松-泥炭藓泥炭地；BM：白毛羊胡子苔草泥炭地）Fig.2 Variations of soil moisture content in shallow and deep layers of three permafrost peatlands during the autumn freeze-thaw period（XY：Calamagrostis angustifolia peatland；XA：Larix gmelina-Sphagnum peatland；BM：Eriophorum vaginatum peatland）

3.2 秋季冻融期多年冻土泥炭地土壤NH4+-N、NO3--N含量变化规律

图3可以看出，XA与BM土壤NH4+-N变化趋势基本一致，即秋季冻融后期NH4+-N 平均含量均大于前期，其中BM土壤NH4+-N增加幅度最大（26.5%）。XY浅层土壤NH4+-N在整个秋季冻融期中呈波动变化，秋季冻融中期出现最大值为（20.60±0.20）mg·kg-1。在整个秋季冻融期，XY 和XA 浅层NH4+-N 均大于深层，且不同冻土泥炭地的浅层、深层NH4+-N在对应土层间均不存在显著差异（P＞0.05）（附表2）。NH4+-N总体变化趋势为：BM＞XY＞XA。

附表2 3种多年冻土泥炭地在不同土层深度的无机氮浓度差异性分析Attached table 2 Difference analysis of inorganic nitrogen concentration in three permafrost peatlands at different soil depths

图3 2019年秋季冻融期3种泥炭地浅层、深层土壤NH4+-N含量变化（XY：小叶章泥炭地；XA：兴安落叶松-泥炭藓泥炭地；BM：白毛羊胡子苔草泥炭地）Fig.3 Variations of soil NH4+-N content in shallow and deep layers of three permafrost peatlands during the autumn freeze-thaw period in 2019（XY：Calamagrostis angustifolia peatland；XA：Larix gmelina-Sphagnum peatland；BM：Eriophorum vaginatum peatland）

如图4 所示，3 种冻土泥炭地NO3--N 变化趋势各不相同，总体上：XY＞XA＞BM。其中BM 土壤NO3--N 在秋季冻融后期明显上升，上升幅度为107.4%，XA则在秋季冻融中期逐渐降低之后升高，出现最小值为（0.02±0.01）mg·kg-1。在秋季冻融前期，XY深层土壤NO3--N分别与XA和BM 在对应土层间存在显著差异（P＜0.05），其中XY 深层土壤NO3--N 在秋季冻融中期达到最高值（14.64±1.11）mg·kg-1而后下降。

图4 2019年秋季冻融期3种泥炭地浅层、深层土壤NO3--N含量变化（XY：小叶章泥炭地；XA：兴安落叶松-泥炭藓泥炭地；BM：白毛羊胡子苔草泥炭地）Fig.4 Variations of soil NO3--N content in shallow and deep layers of three permafrost peatlands during the autumn freeze-thaw period in 2019（XY：Calamagrostis angustifolia peatland；XA：Larix gmelina-Sphagnum peatland；BM：Eriophorum vaginatum peatland）

3.3. 种冻土泥炭地NH4+-N、NO3--N 含量与环境变量之间的关系

在整个秋季冻融时期，BM 浅层（10～20 cm）、深层（20～30 cm）含水量分别与浅层、深层NH4+-N 存在相关关系（P＜0.05）（附表3），可解释浅层NH4+-N 释放的30.1%和19.4%（表1）。XA浅层（10～20 cm）含水量与浅层NO3--N 存在显著正相关关系（P＜0.05），可解释浅层NO3--N 释放的17%。XY 环境因子与无机氮之间不存在回归关系。

表1 2019年秋季冻融期不同泥炭地类型土壤温度、含水量与无机氮含量的逐步多元线性回归分析Table 1 Multiple linear stepwise regression analysis of soil temperature，moisture content and inorganic nitrogen concentrations in different peatland types during the whole autumn freeze-thaw period in 2019

附表3 整个秋季冻融时期冻土泥炭地的环境变量与无机氮浓度的相关分析Attached table 3 Correlation analysis of environmental variables and inorganic nitrogen concentrations in permafrost peatlands throughout the autumn freeze-thaw period

表2可知，在秋季冻融前期，XY 样地0 cm 土壤温度分别与浅层和整体NH4+-N 之间存在显著正相关关系（P＜0.05）（附表4），可解释无机氮释放的50.5%和66.4%。XA 样地0 cm 土壤温度与浅层NH4+-N和NO3--N间存在相关关系，无机氮释放分别为68.5%和50.3%。BM 深层（40～50 cm）含水量与深层NH4+-N 之间存在正相关关系，可解释深层NH4+-N释放的52%。

表2 2019年秋季冻融前期不同泥炭地类型土壤温度、含水量与无机氮含量的多元线性逐步回归分析Table 2 Multiple linear stepwise regression analysis of soil temperature，water content and inorganic nitrogen concentrations in different peatland types during the prophase of autumn freeze-thaw period in 2019

附表4 秋季冻融前期冻土泥炭地的环境变量与无机氮浓度的相关分析Attached table 4 Correlation analysis of environmental variables and inorganic nitrogen concentrations in permafrost peatlands during the prophase of autumn freeze-thaw

在秋季冻融中期，XY 样地0 cm 土壤温度与整体NO3--N 之间存在显著负相关关系（P＜0.05）（附表5），可解释无机氮释放的65%（表3）。XA 样地浅层（0～10 cm）含水量与浅层NO3--N 间存在显著性负相关关系（P＜0.05），可解释无机氮释放的59.4%。BM 无机氮含量与浅层环境因子有关（P＜0.05），可解释浅层NH4+-N释放的64.1%。

表3 2019年秋季冻融中期不同泥炭地类型土壤温度、含水量与无机氮含量的多元线性逐步回归分析Table 3 Multiple linear stepwise regression analysis of soil temperature，water content and inorganic nitrogen concentrations in different peatland types during the metaphase of autumn freeze-thaw period in 2019

附表5 秋季冻融中期冻土泥炭地的环境变量与无机氮浓度的相关分析Attached table 5 Correlation analysis of environmental variables and inorganic nitrogen concentrations in permafrost peatlands during the metaphase of autumn freeze-thaw

如表4 所示，在秋季冻融后期，仅有XY 环境因子与无机氮含量有关，其中浅层土壤温度与无机氮之间存在显著正相关关系（P＜0.05）（附表6），可解释整体NH4+-N 释放的69.1%和浅层NO3--N 释放的58.9%。

表4 2019年秋季冻融后期小叶章泥炭土壤温度与无机氮含量的多元线性逐步回归分析Table 4 Multiple linear stepwise regression analysis of soil temperature and inorganic nitrogen concentrations in the XY peatland during the anaphase of autumn freeze-thaw period in 2019

附表6 秋季冻融后期冻土泥炭地的环境变量与无机氮浓度的相关分析Attached table 6 Correlation analysis of environmental variables and inorganic nitrogen concentrations in permafrost peatlands during the anaphase of autumn freeze-thaw

4 讨论

4.1 多年冻土泥炭地土壤无机氮变化

本研究中，3 种多年冻土泥炭地土壤NH4+-N、NO3--N 含量的变化范围分别为：（1.00±0.00）～（20.60±0.20）mg·kg-1、（0.02±0.01）～（14.64±1.11）mg·kg-1，较该区域7 月（98.43～216 mg·kg-1、15.58～17.07 mg·kg-1）变化明显降低［44］，说明秋季冻融期温度变化会影响北方泥炭地土壤无机氮的动态。但是也有研究发现秋季温度变化对冻土区无机氮含量没有影响［45］，其原因可能是土壤在不同的生态系统中，产生了对环境和温度耐受力不同的土壤微生物，而土壤微生物是影响土壤中无机氮变化的关键因素［46］，从而使无机氮变化相对复杂。

本研究发现大兴安岭冻土区土壤有效氮以NH4+-N 为主，这与肖瑞晗在研究本区域结果相一致［47］。由于NO3--N 携带被土壤胶体排斥的负电荷［48］，一方面在非生长季受降水等影响向较深土壤淋溶，另一方面受到反硝化作用以挥发方式损失，从而导致土壤中NH4+-N 明显高于NO3--N。本研究中，XA 样地土壤浅层无机氮的含量明显高于深层，这一结果与鲁博权等［49］研究结果相似，即无机氮在垂直方向上具有空间异质性。这是由于冻土区植被根系在汲取氮素时会使有机质在浅层聚集，且浅层土壤因水热条件和土壤基质有效性条件好，氮矿化程度高于微生物的固持［50］，而深层土壤则相反，从而导致无机氮含量较低。我们发现在整个秋季冻融时期，土壤NH4+-N 在3 种冻土泥炭地各土层间不存在显著差异（P＞0.05）；而NO3--N 在浅层和深层土壤中呈现出显著性差异（P＜0.05），其中XY 受饱和含水量的影响NO3--N 平均含量较高，说明较高含水量会促进土壤矿化作用。可能是由于这种条件下微生物活性的增强提高了氨化而抑制了硝化作用，使NH4+-N 含量不断累积同时不断向NO3--N转换［51］。不同泥炭地间无机氮含量以及组分会形成以上差异，说明不同泥炭地间土壤微生物会因为环境因子的不同形成差异，从而导致土壤氮矿化程度不同［52］，其次由于不同土层间土壤物理性质（结构、孔隙度）的差异，造成了NO3--N 淋溶、NH4+-N 吸附程度不同。

4.2 多年冻土泥炭地土壤无机氮对秋季冻融的响应

影响冻土区泥炭地无机氮含量的因素多且复杂，其中土壤温度和含水量是影响无机氮转化的主要环境因子［53］。在不同生态系统条件下，控制水热条件对无机氮的影响存在差异（表5）：森林生态系统中长白山地区温带森林土壤以及湿地生态系统中三江平原沼泽湿地和小兴安岭湿地土壤在经过冻融模拟实验后，均发现培养后无机氮含量高于培养前，这与本研究发现秋季冻融后期土壤无机氮含量明显高于冻融前期的结果相一致，说明土壤氮矿化过程在秋季冻融后期受到强烈影响使硝化底物逐渐聚集，此时环境变化不足以影响硝化细菌活性且硝化过程强于反硝化过程［54］，因而导致无机氮含量上升。但是受培养温度不同的影响，研究发现森林系统中大兴安岭落叶松林土壤冻融交替会减少土壤中有效氮的累积。

表5 控制水热条件下无机氮变化研究的比较Table 5 Comparisons of inorganic nitrogen changes under controlled hydrothermal conditions

有研究认为单一的温度［50］或水分［55］条件会对无机氮造成影响，本实验发现在秋季冻融时期土壤温度和含水量与无机氮含量之间存在相关关系，但是与水热的交互作用之间不存在相关性，这与马秀艳［56］在研究该区结果不同，产生差异的原因可能是因为野外原位实验与室内模拟实验条件下，环境因子变化的复杂程度不同，造成了无机氮与水热交互作用的相关性存在差异。

经逐步回归分析表明（表2～4），在不同冻融阶段，无机氮对环境因子的响应程度也存在差异。在整个秋季冻融期，BM 浅层（10～20 cm）含水量对无机氮含量的影响程度最大（R2=0.301），这是由于浅层土壤含水量更容易影响土壤通气性和土壤微生物活性，进而改变影响了土壤基质的养分循环，从而对无机氮转化产生影响。通常认为无机氮对温度的响应程度大于含水量［62］，但是BM 样地在整个秋季冻融时期，温度和含水量都处于较低水平且变化幅度较小，与温度相比含水量对土壤微生物活性起有效作用，这与赵媛［34］在研究秋末冻融循环对长白山地区无机氮的影响结果相似，即无机氮对含水量的响应程度大于温度。在秋季冻融前、中和后期，3 种多年冻土泥炭地浅层（0～20 cm）土壤的环境因子与无机氮释放有关，其中浅层土壤温度对无机氮释放的贡献率最大（R2=0.685），这主要受当地非生长季寒冷气候的影响，温度通过改变土壤中生物酶和氨氧化细菌、硝化细菌的活性来影响氮的分解和无机氮的释放［63］。但是不同土壤环境条件下微生物对温度敏感程度有很大差异［64］，本研究发现，受非生长季温度逐渐降低的影响，XA 仅在秋季冻融前期土壤温度对无机氮释放有贡献（R2=0.685），在秋季冻融后期不存在相关关系，这与表5 中草地生态系统下青藏高原高寒草甸区研究发现短期的冻融交替可以显著增加土壤中的氮矿化累积结果相似。说明与长期冻融相比，短期温度变化会破坏土壤团聚结构从而影响氨氧化细菌的活性，一部分微生物为了维持繁殖不断汲取死亡微生物的养分，从而促进了微生物的活性，影响土壤氮矿化速度。但也有研究发现，短期冻融对土壤氮矿化并没有影响［57］，土壤微生物会对温度变化做出调节反应，从而无机氮变化不显著。秋季冻融期无机氮对环境因子的响应程度存在以上差异的原因可能有以下四方面：第一，样地沿一定坡度选取，地势高低不同造成了土壤含水量存在显著差异。第二，受到地表植被的影响，土壤微生物的类别和数量存在差异因此对氮矿化程度不同［44］。第三，与凋落物有关，不同凋落物分解的有机质不同会影响土壤有效基质［65］。第四，3 种泥炭地土壤的容重、孔隙度和pH值等物理性质存在差异［66］。这些要素的综合影响造成了不同泥炭地间，以及冻融期不同时期间无机氮含量对温度和含水量响应程度的不同。

在整个秋季冻融期，频繁的冻融交替一方面会改变土壤理化性质影响氮元素的依附能力，释放出固定的NH4+-N［67］，另一方面会使部分微生物死亡释放出细胞中的矿质氮，为生存微生物提供了养分，因此提高了非生长季土壤氮矿化速量。本研究中，XY浅层土壤NH4+-N在秋季冻融中期出现峰值之后下降，可能是因为在秋季冻融初期土壤环境因子（其中浅层土壤温度对NH4+-N 贡献最显著为66.4%）变化使土壤粒子不断收缩造成土壤胶体中固定NH4+-N 被释放而导致暂时升高，秋季冻融后期土壤理化性质遭到破坏使土壤孔隙度增大对NH4+-N的固持能力下降因而不断淋溶减少［68］。XA 样地在秋季冻融中期，一方面浅层环境因子对NO3--N 贡献为59.4%且存在显著负相关关系（P＜0.05）因而使浅层NO3--N 含量明显上升，另一方面由于泥炭地土层黏重且渗透性差导致NO3--N 淋溶性较差而上升［69］。

5 结论

本研究以大兴安岭三种多年冻土泥炭地为研究对象，通过野外原位实验，分别分析了秋季冻融前、中和后期多年冻土泥炭地浅层和深层土壤无机氮的时空变化特征、浅层和深层土壤含水量和温度的变化规律，建立了土壤无机氮含量与土壤温度和含水量间的多元线性回归模型。主要结论如下：

（1）大兴安岭多年冻土泥炭地在秋季冻融期中无机氮含量以NH4+-N 为主，浅层土壤NH4+-N 和NO3--N含量明显高于深层；秋季冻融后期NH4+-N和NO3--N 含量明显高于秋季冻融前期；整体上BM 样地 的NH4+-N 含 量 最 高，XY 样 地 的NO3--N 含 量最高。

（2）短期冻融交替更容易影响无机氮含量；XA和BM 在秋季冻融前期和中期，无机氮含量显著受到温度影响（P＜0.05）。3种泥炭地无机氮含量对土壤温度和含水量的响应程度不同；浅层土壤无机氮含量对浅层土壤水热条件响应强烈。

（3）本研究探讨了秋季冻融条件下多年冻土泥炭地无机氮的时空分布变化，有助于了解在全球变暖条件下中高纬度无机氮变化特征，也可进一步为秋季冻融期温室气体排放对全球变暖响应的研究提供基础数据。