模拟增温对小麦田土壤碳氮循环过程的影响

模拟增温对小麦田土壤碳氮循环过程的影响

一、研究背景

1.气候变化

由于化石燃料的燃烧和土地利用方式的变化，大气中温室气体浓度快速上升，加快了气候变暖趋势，由温室效应导致的全球变暖已经成为最热门的环境问题之一。在全球温度变暖的气候条件下，我国在最近100年来，地表平均温度表现出明显上升趋势，其升温幅度大约在0.5—0.8℃之间，这比同时期的全球温度变化上升幅度的平均值（0.6±0.2℃）略高[1]。我国这近100年的气温上升在冬季和春季最为明显，而夏季的气温变化并不明显，这与全球以及北半球的平均气温变化情况相一致[2]。根据中国科学家利用气候模式预估的结果表明，未来50—100年全球地表温度将继续上升。在21世纪，全球和东亚地区表现出明显的气温上升，在中高纬度地区的气湿上升又大于中低绅度地区，尤其在冬季和夏季气温上升现象更为明显。未来气温变暖的幅度将随着温室气体排放的情景和模式产生一定的差异。根据以上的预测结果，全球气温将出现在过去一万内从未有过的变化，这对全球环境变化以及生态系统造成巨大的冲击作用，从而将导致一系列的环境问题，比如海平面上升、生态系统生物种群的变化、降水的时空分布和格局变化等，直接或间接的对人类赖以生存的陆地生态系统产生重大影响（IPCC，2001）。20世纪50年代以来，观测到的气候系统的许多变化是过去几十年甚至千年以来史无前例的，包括大气和海洋的温度升高、冰雪覆盖面积减少。

（1）大气观测事实

过去30年，每10年地表温度的增暖幅度高于1850年以来的任何时期。在北半球，1983-2012年可能是最近1400年来气温最高的30年，21世纪的第一个10年是最暖的10年。全球地表持续升温，结合陆地与海洋的地表温度数据，通过线性趋势计算1880-2012年全球平均温度已升温0.85℃。基于最长的数据库资料，1885-1900年平均和2003-2013年平均相差0.78℃。

20世纪末的升温是横跨全球的，虽然在大陆尺度恢复的中世纪暖期（AD 950-1250）在一些地区的气温与20世纪末一样高，但仅限于区域性升温，并未像20世纪末一样是跨地域全球性的升温

自20世纪中叶以来，可以肯定的是全球对流层已经升温。更完整的观测表明，对流层温度变化在北半球温带的估算比其他地方的信度更高。自1901年以

来，北半球中纬度陆地的降水量已经在增加。

（2）海洋观测事实

海洋变暖导致气候系统中储存的能量增加，占1971-2010年储存能量的90％以上。海洋上层（0-700ｍ）在1971-2010年几乎肯定变暖，而在19世纪70年代至1970年则有可能变暖。从全球尺度来讲，海洋升温最大的是在近表层，1971-2010年期间海面至水深75米之间的表层海水以每10年升温0.11℃的速度在升温。在1957-2009年期间，700-2000米海深的海水可能已经变暖。

但1992-2005期间，在2000-3000ｍ海深间没有观测到明显的升温趋势，而在水深3000ｍ以下直到海床的海温这段期间却在升温，深层海水温度上升最多的地区是在南极海；依据1971-2011年40年相对完善的采样，超过60％气候系统所增加的能量被储存在0-700ｍ的表层海水中，30％储存于700m以下的海洋，这说明90％新增的气候系统能量储存在变热的海洋。从线性趋势估计，1971-2010年表层海水的热含量可能增加了17×1022J。

自1950年代以来，海洋上蒸发占优势的高盐度区盐度更加高了，而降水占优势的低盐度区海水变的更淡了，这提供的间接证据说明海洋上蒸发和降水已经发生了变化。

（3）冰冻圈观测事实

过去20年，格陵兰岛和南极冰盖已大量消失，世界范围内的冰川继续萎缩，而北极海冰和北半球春季积雪已呈持续减少的程度。全球除冰盖周边冰川之外的冰川冰量损失，在1971-2009年间平均速率很可能为每年损失226×109ｔ·ａ－１，但在1993-2009年期间平均速率很可能为每年达到275×109ｔ·ａ－１，显示出全球冰川退缩速度在增加；格陵兰冰盖的冰量损失平均速率已经从1992-2001年每年34×109ｔ·ａ－１，持续增加到2002-2011年的每年215×109ｔ·ａ－１，而在南极冰盖的冰量损失平均速率从1992-2001年的每年30×109ｔ·ａ－１，增加到2002-2011年的每年147×109ｔ·ａ－１。

在1979-2012年间，年均北极海冰范围很可能每10年以3.5％～4.1％的速度在减少（相当于每10年减少45×104～51×104km2海冰面积）。到了夏季，海冰面积最小，但这时段的多年冰的面积每10年也以9.4％～13.6％的速度在减少（相当于每10年减少73×104～107×104km2海冰面积）。过去30年来北极夏

季海冰退缩与海水温度上升，至少在1450年以来均属异常的。而南极海冰面积反而在增加，在1979-2012年期间，南极海冰范围很可能每10年平均以1.2％～1.8％的速度增加（相当于每10年增加13×104～20×104km2海冰面积）。

自1980年代初期以来，大多区域的多年冻土层温度在增加。已观测到阿拉斯加北部在1980年代初期至2000年代中期增温达3℃，俄罗斯欧洲北部在1971-2010年增温达2℃。其中，在俄罗斯欧洲北部多年冻土的厚度及面积在1975-2005年间有明显减小[3]。

2.温室气体变化

就目前的研究而言，导致全球温度升高的气体总结为下几种主要气体：二氧化碳（CO2）、甲烷（CH4）和氧化亚氮（N2O）。这些气体被称为溫室气体，它们能够吸收太阳的长波热辐射，从而导致地球表面的温度上升，造成气候变暖现象[4]。这些气体具有可使大气温度升高的温室效应，称为温室气体(green-house gas)。温室气体浓度的升高，将使全球气候发生显著的变化。这种变化将对生态系统的结构、功能及分布产生重要影响，同时会扩大和加深物理反馈过程，比如地球物理学过程(水分蒸发、反射率等)、热力学过程(大气循环、洋流和气体的溶解性等)、生物地球化学过程(甲烷的氢代谢、陆地和海洋有机物的生产和分解等)。另外，还会对人类活动产生作用。据记载，在过去的一个世纪中陆地和海洋温度增加了0.3～0.6℃，其中最近10a增加速度最快。在温室气体中，CO2对温室热效应作用最大占56%，尽管其它气体对热辐射吸收能力大大高于CO2，但由于其浓度基数低，作用较小(表1)，其中CH4占11%，N2O占6%，CFCS占24%，水汽占3%[5].

3.气候变化对碳氮循环的影响

碳、氮作为生物体必需的营养元素，同时也是研究生态系统中物质循环的重

要元素。在IPCC最新研究报告中显示，大气中二氧化碳浓度从1750年至今增加了31%，经计算预测在2100年大气中二氧化碳浓度可达到540-970μmol·mol-1[6]。土壤是陆地生态系统的主要碳库，而土壤碳库的变化对碳氮循环有重要影响。碳氮循环是农田生态系统最基本的生态过程，对农田生态系统的稳定性、生产力及其环境效应具有关键性的影响作用[7]。大气中CO2浓度的升高既能导致温室效应增强进而影响全球气候变化，又能通过施肥效应影响绿色植物的生长，进一步影响整个生态系统的物质循环过程。土壤碳氮循环研究中表明，土壤呼吸释放出来的CO2对大气二氧化碳浓度上升产生重要影响，同时作为陆地生态系统碳收支的重要环节，研究土壤呼吸强度以及主要影响因子成为探究土壤碳循环问题的重中之重；N2O是重要的温室气体，一方面，作为一种效应仅次于CO2和CH4的含氮温室气体，N2O对大气的福射强迫作用约占总长存留温室气体的6%，另一方面，在平流层中能光解NO进而破坏臭氧层。大气中N2O的浓度也以每年0.2%—0.3的速度在増加[8]。研究表明，作为温室气体的N2O主要来源于土壤的反硝化作用过程，而反硝化过程中的氮一部分来源于土壤硝化作用产生的氮，所以N2O的产生和排放与土壤氮循环过程密切相关。因此，土壤氮循环的研究在当今气候变暖条件下受到各国学者的重视，研究土壤硝化、反硝化作用是当前氮循环研究中的重要议题之一。

对我国这样的农业大国而言，农田是极为重要的温室气体排放的来源，在农业发展中，农田土壤中的有机质经过微生物的分解，都以二氧化碳的形式释放到大气环境中去，同时在农田中经过长时间淹水发酵易产生甲烷，农田土地利用面积广泛，全球大气中一半上的氧化亚氮都来自土壤的硝化及反硝化过程[9]。目前关于水稻田土壤碳氮循环的研究已经有很多了，但是关于小麦田的论文相对较少，而小麦在我国分布很广，南起海南的热带地区，北至黑龙江漠河的严寒地带，西自新疆的西界，东到台湾及沿海诸岛屿，均有小麦栽培。但主要分布在20-41"N。占全国麦播总面积80%、总产量90%的产区是河南、山东、河北、黑龙江、安徽、甘市、江苏、陕西、四川山西湖此内家方等13个名、市、自治区，而尤以河南和山东为最自1月到10用全国不同地区月月都有小麦收获。生存期短者70天，长的可达300多天，西藏有些可达周年之久，是我国最重要的粮食作物之一，其产量占我国粮食总产量的22.5%。冬小麦是我国小麦的主体，占全国小麦播种

面积的80%以上。因此，在全球气候变化的前提下，本研究通过观测小麦田模拟增温观测土壤呼吸速率、硝化速率、反硝化速率及相关土壤碳氮指标，分析了模拟增温对小麦田土壤呼吸、土壤碳氮循环关键过程的影响规律，以期为了解全球变暖情境下，增温对土壤碳氮循环的潜在影响提供基础资料和科学依据。土壤CO2、N2O排放与土壤碳氮循环过程有关，全球变暖对生态系统具有重要影响，通过增温试验来研究和探讨我国小麦田温室气体的排放量及减排措施，这对于未来气候变暖情形下生态系统物质循环和能量流动的规律具有重要意义。

二、研究现状及进展

气候变暖作为全球变化的主要表现之一（IPCC，1991，1997，2001），己经成为一个不争的事实。温度对陆地生态系统碳循环过程有着重要的影响，比如植物的光合作用、土壤的呼吸作用等，这都能引起土壤、生物以及大气中的碳收支的重要变化[3]，从而对大气中二氧化碳浓度产生一定影响。总之，气候变暖对陆地生态系统的影响是目前全球气候变化问题研究中的核心之一，气候变暖对陆地生态系统碳循环过程的影响及其反馈于气候变暖的作用是全球气候变化问题研究的重中之重（IPCC，2001）。由于温度是控制和调节许多生态学过程的关键因素，气候变暖势必会对生态系统生产力、植物群落结构以及土壤生化过程都产生非常深刻的影响。例如，潘新丽等（2008）对川西亚高山针叶林进行2年的模拟增温研究结果表明增温初期上壤呼吸对温度升高比较敏感，但随着増温时间的加长土壤呼吸并没有增加，反而表现出一定的适应性[10]；Fang等研究表明，土壤有机质含量对基础呼吸速率产生一定的影响，但是其中易分解及难分解的有机碳对土壤温度变化的响应机制尾相同的，在Fang等的试验研究中，在易分解的有机碳含量急剧减少的情况下，Q10在108天的培养试验过程中也能保持不变[11]。此外，气候变暖对于生态系统NPP的影响不仅局限于植物的光合作用，土壤氮素的矿化速率和土壤的含水量也能对生态系统的NPP产生间接影响[12]。

土壤呼吸、土壤CO2产生速率、硝化及反硝化作用是土壤碳氮循环的关键过程。目前，各国学者通过试验来研究增温对土壤呼吸的影响表明，在一定温度范围内，増温对土壤呼吸是有促进作用的。Rustad等通过荟萃分析法试验研究了22个试验点的土壤呼吸，结果发现增温处理后其中有20个点的土壤呼吸增加，其余2个点降低，证明了增温对土壤呼吸的促进作用[13]。King等研究表明，全球

土壤碳库在气候变暖条件下会降低，不同的气候环境下土壤碳库减少量则不同。徐小锋等研究表明，土壤温度升高，土壤有机碳分解会加速，进而减少土壤碳储存，同时植被碳库向土壤碳库的流动增加，从而增加土壤碳库，这两种作用在不同生态系统的比重不同，但在全球尺度上表现为土壤碳库的减少[14]。Breuer等研究表明土壤温度促进土壤硝化作用，而土壤水分含量起到一定的抑制作用[15]。此外，Davidson等也从动为学的角度研究了土壤有化碳性质对温度敏感性的影响，研究发现随着温度升高，土壤呼吸的温度敏感性随之下降，难分解有机质的温度敏感性高于易分解有机碳的温度敏感性[16]。目前相关研究表明，在一定温度变化范围内，随着温度的升高土壤反硝化速率加快，当温度升髙10℃，反硝化速率则増加1.5—2.0倍；更有试验研究发现在湿地土壤中，温度在22℃时的土壤反硝化速率是土壤温度在4℃时的4倍。在不同的地点以及群落类型间，不同温度条件下土壤中的硝化茵对最适温度要求不同，同时，对于土壤中反硝化作用的温度范围则较宽（5—70℃），但温度过高或过低对反硝化作用也是不利的。因此土壤总硝化作用温度系数值存在明显差异[17]。

三、拟解决的科学问题及假设

以往的这些关于增温影响土壤呼吸的研究结果存在较大的不确定性，特别是尚不多见类似在草地或森林生态系统进行的准确设计的增温试验，来研究增温和对照处理的农田土壤呼吸的差异。因此，有如下科学问题尚未得到解决：（1）在模拟增温条件下的农田生态系统中，农田土壤碳氮如何转化及其关键过程与正常农田是否存在差异？

（2）在模拟增温条件下，土壤酶活性如何变化？

（3）增温影响主壤碳氮循环关键过程的机制是怎样的？

（4）增温是否会通过影响土壤理化性质或生物活性直接或间接影响土壤的呼吸作用、硝化和反硝化作用，从而影响到农田土壤碳氮循环？

（5）在模拟增温条件下条件下，土壤温度、土壤湿度如何影响土壤呼吸速率？

因此，根据以上问题，我们假设：模拟增温会通过影响土壤理化性质和生物学活性影响土壤呼吸作用、土壤硝化和反硝化作用，进而影响到农田土壤碳氮循环过程。

目前国内增温对土壤呼吸、硝化和反硝化作用影响的研究相对较少。本研究在田间条件下，模拟了增温处理，测定了土壤呼吸速率、土壤硝化和反硝化速率，探讨了增温对土壤呼吸、硝化和反硝化作用的影响机理。然而，以往的研究中[18]，关于增温影响土壤碳氮循环关键过程的系统研究尚不多见，特别是，在增温的农田生态系统中，农田土壤碳氮如何转化及其关键过程与正常农田是否存在差异这些问题尚没有较好的科学解释。本研究试图通过模拟小麦田增温，测定不同增温条件下土壤的呼吸速率、土壤硝化和反硝化速率，通过探讨增温对小麦田土壤碳氮循环过程的影响，为客观评价增温对农田土壤的生态效应以及阐明増温影响土壤碳氮循环的内在机制提供科学依据。以期在模拟增温环境下，预测区域土壤碳库和土壤氮代谢趋势，从而为农田生产力的进一步发展做出贡献。

三、研究目的

本研究通过模拟小麦田增温，测定不同增温条件下土壤的呼吸速率、土壤硝化和反硝化速率，探讨了增温对小麦田土壤碳氮循环过程的影响。通过对土壤理化性质和生物量的测定，试图阐明增温影响土壤碳氮循环的内在机制。为客观评价增温对小麦田土壤的生态效应，以及模拟增温环境下，预测区域土壤碳库和土壤氮代谢趋势提供了科学依据。

四、研究内容

1.增温对小麦田土壤呼吸作用的影响

以小麦田种植土壤为研究对象，通过对不同处理条件下土壤温度、土壤湿度和土壤呼吸动态变化来确定增温对于土壤呼吸作用的影响，主要解决以下三个研究问题：

（1）增温对小麦田季节平均土壤呼吸速率的影晌。

（2）增湿条件下土壤呼吸速率与温、湿度的关系。

（3）土壤呼吸各组分的温度敏感性

2.模拟增温对小麦田土壤碳氮循环过程的影响

以小麦田土壤为研究对象，通过对不同增温处理条件下农田土壤呼吸速率、土壤硝化和反硝化速率的观测，研究增温对农田土壤呼吸速率、土壤硝化速率和反硝化速率的影响规律。主要解决以下三个研究问题：

（1）增温对农田土壤CO2产生速率的影响

（2）增温对农田硝化及反硝化作用的影响

（3）增温对农田生物量的影响

（4）增温条件下土壤CO2产生速率、硝化及反硝化速率的相关性。

3.模拟增温对小麦田土壤碳氮循环关键过程的影响机理

通过研究模拟增温对农田土壤温度、土壤含水量、土壤酸度、根生物量及土壤理化性质的影响，初步探讨增温对农田土壤呼吸速率、土壤硝化及反硝化速率的影响规律及机理。主要解决以下三个研究问题：

（1）土壤CO2产生速率与土壤因子的关系

（2）土壤硝化及反硝化作用与土壤因子的关系

（3）土壤CO2产生速率与氮转化过程的关系

五、研究方法和技术

1.研究区概况

本研究场地布设于中国科学院长武农业生态试验站，该站位于黄土高原中南部的陕甘交界处。北纬35°12′，东经107°40′，海拔1200米，属暖温带半温润大陆性季风气候，年均降雨584mm，多分布在7到9月份，平均气温9.1℃，农业生产全部依靠自然降水，属典型的旱作农业区。土壤属黑垆土，pH值为8.4，土壤有机质含量约3%，土质均匀疏松。降雨分布不均，年际间变异大，干旱频繁。

2.试验方案

本研究进行为期一年的田间试验，小麦品种为长武134号，采用随机区组实验，试验地划分为3个区組（即3个重复），每个区组设置对照、増温1、增温2这三个处理，增温处理土壤温度介于15℃—33℃之间和18℃—37℃，对照处理介于12℃—28℃之间。这3个处理对应的编号为：CK、W1、W2.田间试验小区共计9个，每个小区面积为2.5m×2.5m。对每个试验小区按照当地常规田间管理模式进行管理，每年在秋耕秋播时施肥，施肥标准一般为，每300kg·hm-2氮肥，750kg·hm-2磷肥。

采用红外辐射加热管对增温试验区的土壤增温，每个增温小区中采用3个增

温红外福射加热管，每天通过红外辐射加热管不间断增温。增温管安装在不镑钢罩下，不绣钢罩边缘向下倾斜，防止下雨天雨水斜向进入到不锈钢罩内淋湿增湿管，对照处理仅有不锈钢罩，无红外辐射加热管。毎个加热管均通过供电发热，继而对土壤进行辐射加热。增温管各自具有独立的电源控制开关，并由漏电总开关控制其开启和关闭。通常这种方法在使用过程中会对被测环境造成一定的影响，为使这种影响降到最低程度，本实验中将直径为22cm的测量圈提前一个月左右埋入土壤中，并把底座内的植物拔除，给予足够的时间平衡扰动，并在周围铺设田梗标志，从而避免对土壤呼吸造成影响。

3.测定指标

（1）土壤呼吸速率的测定：田间土壤呼吸的测定采用LI—8100开路式土壤碳通量测量系统（LI—COR公司，美国）。每个处理均设置3个重复小区，共9个小区，在各个小区的中间位置放置PVC底座（直径为20cm、高10cm），将PVC底座埋入土中3cm处。同时定期去除底座内的植物，确保测定土壤呼吸结果不受植物呼吸作用影响。观测时间一般在8：00——11:00（北京时间）之间进行，并在此时段内进行各个重复的随机观测，以尽量减少土壤温度变异带来的土壤呼吸速率的变化，采样频率为每周一次。在野外将数据釆集完毕后，将数据导入到电脑中安装的土壤呼吸速率分析软件程序中，进行回归分析以描述仪器测定的浓度随时间的变异情况，得到土壤呼吸速率。

（2）土壤硝化速率、反硝化速率的测定：采用气压过程分离BaPS法测定增温1、增温2和对照三个处理的土壤CO2产生速率、硝化速率和反硝化速率。以直径5.5cm、高4cm的不锈钢环刀釆集土壤样品，在每个处理中采集6个土壤样品作为重复，釆后立即用保鲜膜密封环刀，防止水分流失，并迅速送到实验室放入冰箱中。6个土壤样品放入到BaPS系统中测定土壤CO2产生速率、硝化速率和反硝化速率，测定结果为6个土壤样品的平均值，其含义为每千克土壤每小时产生的以CO2形式释放的碳的量和每千克土壤每小时通过硝化或反硝化作用转化的氮的量，单位均为μg/(kg·h)。

（3）生物量的测定：收获后，需要测定地上和地下部分生物量和产量，具体方法为：在每个生长季结束时，采集植株样品，将样品分为地下部分（根）、地上部分（地上植株＋籽粒）、籽粒部分，先在烘箱中以105℃杀青1小时，再

于75℃烘干至恒重后称其干重。

（4）湿度、温度的测定：在田间土壤呼吸作用测定的同时，采用土壤呼吸仪器LI—8100附带的土壤温度探头和土壤湿度探头测定5cm深处的土壤温度和土壤湿度。

4.统计分析

利用SPSS软件进行单因素方差（ANOVA）分析，对不同观测日期测定的土壤CO2产生速率、销化速率、反硝化速率求平均值，利用SPSS进行ANOVA过程以分析增温处理对其影响。进行Pearson相关分析研究土壤CO2产生速率、硝化速率及反硝化速率的影响因素。

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