武丹丹 井新 林笠 楊新宇 張振華 賀金生,,?

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青藏高原高寒草甸土壤無(wú)機(jī)氮對(duì)增溫和降水改變的響應(yīng)

武丹丹1,2井新3林笠3楊新宇3張振華1賀金生1,3,?

1. 中國(guó)科學(xué)院西北高原生物研究所, 高原生物適應(yīng)與進(jìn)化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 西寧 810008; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049; 3. 北京大學(xué)城市與環(huán)境學(xué)院生態(tài)學(xué)系, 地表過(guò)程分析與模擬教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100871; ? 通信作者, E-mail: jshe@pku.edu.cn

基于海北站野外長(zhǎng)期增溫和降水改變控制平臺(tái), 研究高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)生長(zhǎng)季土壤無(wú)機(jī)氮對(duì)增溫和降水改變的響應(yīng)。結(jié)果表明, 增溫使銨態(tài)氮降低 47.5% (= 0.001), 硝態(tài)氮降低 46.1% (= 0.021)。降水的改變對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響存在不對(duì)稱性, 增加降水使銨態(tài)氮增加 74.7% (= 0.046), 硝態(tài)氮增加 154% (= 0.017); 減少降水使銨態(tài)氮降低, 對(duì)硝態(tài)氮無(wú)顯著影響。銨態(tài)氮、硝態(tài)氮隨著土壤濕度的增加而增加, 與土壤溫度無(wú)顯著關(guān)系。這表明增溫和降水改變主要通過(guò)改變土壤濕度而不是土壤溫度影響生長(zhǎng)季土壤無(wú)機(jī)氮。因此預(yù)測(cè), 未來(lái)氣候變化背景下, 土壤濕度的增加可能導(dǎo)致青藏高原高寒草甸土壤無(wú)機(jī)氮的可利用性增加。

青藏高原; 全球氣候變化; 氮循環(huán); 土壤水分; 銨態(tài)氮; 硝態(tài)氮

土壤無(wú)機(jī)氮包括銨態(tài)氮和硝態(tài)氮, 主要來(lái)自土壤有機(jī)氮的礦化作用, 極易被植物吸收利用, 不僅是陸地生產(chǎn)力的限制因子[1–2], 也是影響植物群落物種組成的重要因素[3–4]。草地生態(tài)系統(tǒng)氮礦化過(guò)程受多種因素的共同影響, 溫度和水分作為調(diào)節(jié)生物學(xué)過(guò)程的關(guān)鍵因子, 對(duì)土壤氮礦化過(guò)程有至關(guān)重要的作用[5]。在全球氣候變化背景下, 增溫和降水的改變正深刻而廣泛地影響著草地生態(tài)系統(tǒng)物質(zhì)循環(huán)功能, 尤其是地下生態(tài)過(guò)程的土壤氮循環(huán)。

增溫對(duì)土壤無(wú)機(jī)氮的影響過(guò)程較為復(fù)雜: 一方面, 增溫會(huì)增加微生物活動(dòng), 促進(jìn)土壤氮礦化[6]; 另一方面, 增溫導(dǎo)致的土壤濕度降低可能會(huì)使草地生態(tài)系統(tǒng)面臨嚴(yán)重的水分限制, 從而抵消增溫對(duì)氮礦化的正效應(yīng)[7]。有研究指出, 在土壤孔隙含水量(WFPS)為 55%時(shí), 硝化作用達(dá)到最強(qiáng)[8], 礦化作用在土壤質(zhì)量含水量為 0.40% 時(shí)最強(qiáng)[9], 所以當(dāng)增溫使土壤濕度接近最適值時(shí), 礦化作用增強(qiáng)。降水的改變主要通過(guò)影響土壤溫濕度和土壤通氣性來(lái)影響氮礦化。大量學(xué)者研究了增溫或降水改變對(duì)氮礦化的影響, 但得到的結(jié)果并不一致。研究發(fā)現(xiàn), 增溫會(huì)增加氮礦化作用[10], 或?qū)ΦV化作用沒(méi)有影響[11]; 對(duì)硝化速率的影響也不一致, 可能是增加[12–13], 也可能沒(méi)有影響[14–15]。干旱或減少土壤水分會(huì)降低氮礦化速率[13,16], 而對(duì)硝化作用的影響因生態(tài)系統(tǒng)的不同存在較大差異[12–13,17]。目前, 對(duì)于增溫和降水改變(同時(shí)考慮增減水)這兩種因素共同作用的研究還很少, 已有的幾個(gè)研究增溫和降水改變交互作用的野外實(shí)驗(yàn)結(jié)果并不一致。有研究發(fā)現(xiàn)干旱會(huì)減弱增溫對(duì)總氮礦化作用的正效應(yīng)[13], 也有研究發(fā)現(xiàn)增溫和改變降雨對(duì)氮礦化和硝化速率的影響不存在交互作用[11,15]。

高寒草甸是青藏高原的主要植被類型之一, 覆蓋面積約 70?104km2, 約占青藏高原可利用性草地的 50%[18]。土壤中儲(chǔ)存著大量的有機(jī)氮庫(kù), 但是由于平均氣溫較低, 有機(jī)氮礦化速率較低, 使得土壤中可利用氮僅占土壤氮庫(kù)的約 1%。隨著全球氣候變化的加劇, 青藏高原正經(jīng)歷著明顯的增溫過(guò)程, 自 1960 年以來(lái), 每 10 年增加 0.2 °C, 且近幾十年該區(qū)降水也有增加趨勢(shì)[19]。然而, 降水格局的改變存在極大的不確定性[20], 增加了對(duì)青藏高原地下氮循環(huán)過(guò)程預(yù)測(cè)的不確定性。因此, 在青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)中, 作為氮循環(huán)關(guān)鍵部分的土壤無(wú)機(jī)氮如何響應(yīng)增溫和降水改變這一問(wèn)題, 亟待深入研究。

本文以青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)為研究對(duì)象, 利用野外模擬增溫和降水改變(增加/減少 50%降水)實(shí)驗(yàn)平臺(tái), 采用離子交換樹脂袋法, 研究生長(zhǎng)季土壤無(wú)機(jī)氮的可利用性及其主要影響因素。本研究擬解決兩個(gè)問(wèn)題: 1) 增溫和降水改變對(duì)青藏高原高寒草甸生長(zhǎng)季土壤無(wú)機(jī)氮的影響; 2) 增溫和降水改變?nèi)绾斡绊懲寥罍囟?、土壤水分與土壤無(wú)機(jī)氮的關(guān)系。

1 材料和方法

1.1 研究地點(diǎn)概況

研究地點(diǎn)位于青海省海北藏族自治州門源縣境內(nèi)的中國(guó)科學(xué)院海北高寒草地生態(tài)系統(tǒng)國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站(海北站)(37°37′N, 101°12′E, 平均海拔 3200 m)。該區(qū)屬于典型的高原大陸性氣候, 四季區(qū)分不明顯, 只分冷暖季。暖季短暫且涼爽濕潤(rùn), 冷季漫長(zhǎng)而干冷。年均溫–2 °C, 年降雨量500 mm, 全年 80%的降水在植物生長(zhǎng)季(5—9 月), 因此雨熱同期。2014 年生長(zhǎng)季日均溫為 7.1 °C, 降雨量為471 mm。受低溫影響, 該區(qū)土壤中有機(jī)質(zhì)和總氮含量養(yǎng)分豐富, 而有效養(yǎng)分較為貧乏。0~10 cm土壤理化性質(zhì)見表1。本研究以高寒矮嵩草()草甸為研究對(duì)象。矮嵩草草甸植物生長(zhǎng)低矮、群落總覆蓋度高(90%以上)、種類較多。群落結(jié)構(gòu)一般為簡(jiǎn)單的單層結(jié)構(gòu), 初級(jí)生產(chǎn)力較高, 其植物群落優(yōu)勢(shì)種為矮嵩草()、垂穗披堿草()、早熟禾)、異針茅()、麻花艽()、黃花棘豆()和花苜蓿()等。

表1 0~10 cm土壤理化性質(zhì)

1.2 研究方法

1.2.1 實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

基于2011年在海北站建成的增溫–降水實(shí)驗(yàn)平臺(tái), 按照增溫(兩水平: 對(duì)照和增溫)和降水(三水平: 減水 50%、對(duì)照和增水 50%)兩因素完全隨機(jī)區(qū)組設(shè)計(jì), 共 6 種處理(不增溫+不改變降水、不增溫+減水 50%、不增溫+增水 50%、增溫+不改變降水、增溫+減水 50%、增溫+增水 50%), 每個(gè)處理設(shè)6個(gè)重復(fù)。隨機(jī)選取其中的4個(gè)小區(qū)開展實(shí)驗(yàn)。

增溫處理采用紅外燈管加熱法, 兩個(gè) 1200 W紅外加熱燈管(220 V, 長(zhǎng)1000 mm, 寬22 mm)平行懸掛于距地表 150 cm處。增溫小區(qū)與對(duì)照小區(qū)冠層溫度差設(shè)置為 0.56 °C。減水 50%的處理采用集雨棚截留來(lái)模擬減水, 4 個(gè)透明的聚碳酸樹脂通道(投影面積占整個(gè)小區(qū)面積的 50%)以 15 °角固定在距地表 150 cm 處加熱燈管的上方, 截留的雨水通過(guò)管道流入白色聚乙烯塑料雨水采集器。每次降雨, 將減水處理小區(qū)采集器的雨水添加到增水小區(qū), 確保達(dá)到增水50%。為減少或消除輻射器遮蔭或者其他因素造成的試驗(yàn)誤差, 在相應(yīng)對(duì)照小區(qū)上方均設(shè)置與紅外燈管大小形狀相同的2個(gè)“假燈”以及4個(gè)虛擬透明聚碳酸樹脂通道。另外, 在每個(gè)小區(qū)四周埋入鐵皮, 以減少地表徑流的影響。為排除圍封的影響, 冬季根據(jù)當(dāng)?shù)貙?shí)際情況采取自由放牧。

1.2.2 可利用性無(wú)機(jī)氮的測(cè)定方法

土壤無(wú)機(jī)氮的可利用性測(cè)定選用離子交換樹脂袋法。該方法可以有效地排除人工培養(yǎng)對(duì)土壤的破壞和干擾, 操作簡(jiǎn)便, 測(cè)定結(jié)果可靠, 可以完整地反映一定時(shí)間段內(nèi)無(wú)機(jī)氮的累積量等特點(diǎn)[21–22]。首先用尼龍布縫制長(zhǎng)11 cm, 寬5 cm的樹脂袋, 分別稱取5 g陰/陽(yáng)離子交換樹脂置于不同的尼龍樹脂袋內(nèi), 共準(zhǔn)備陰/陽(yáng)離子交換樹脂袋各 28 個(gè), 其中4個(gè)為空白對(duì)照。我們?cè)诿總€(gè)處理樣方深度為 0~10 cm處放置一個(gè)陽(yáng)離子交換樹脂袋、一個(gè)陰離子交換樹脂袋, 約40天后取出。樹脂袋取出后, 先用去離子水沖洗掉表面土壤, 之后每個(gè)樹脂袋均用50 mL 2 mol/L KCl浸提, 浸提液用連續(xù)流動(dòng)注射分析儀(Skalar Analytical, Breda, The Netherlands)分別測(cè)定銨態(tài)氮和硝態(tài)氮。我們把單位時(shí)間內(nèi)離子交換樹脂袋里吸收銨態(tài)氮、硝態(tài)氮的量作為土壤銨態(tài)氮、硝態(tài)氮水平, 用每天每克樹脂吸收的氮ng N/(day · g resin))表示, 反映一段時(shí)間內(nèi)氮素的供給水平[21]。2014年生長(zhǎng)季內(nèi)共測(cè)定3次, 測(cè)定時(shí)間段分別為2014年的5月26日至6月30日、7月19日至8月30日、8月30日至10月9日。

1.2.3 環(huán)境因子的測(cè)定

在增溫-降水實(shí)驗(yàn)平臺(tái)中, 利用EM-50 (De-cagon devices, USA)監(jiān)測(cè)土壤5 cm溫濕度, 每小時(shí)自動(dòng)記錄一次。

1.2.4 數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析

首先采用重復(fù)測(cè)量方差分析法, 檢驗(yàn)增溫和降水改變以及取樣時(shí)間對(duì)土壤銨態(tài)氮、硝態(tài)氮、土壤濕度的影響, 采用 Turkey’s HSD 進(jìn)行多重比較。采用單因素方差分析與 Turkey’s HSD 檢驗(yàn)同一取樣時(shí)間內(nèi)增溫或者降水不同水平間的差異。將銨態(tài)氮、硝態(tài)氮與土壤溫度、濕度進(jìn)行回歸分析。所有統(tǒng)計(jì)均在R 2.3.0中完成, 所有作圖均用SigmaPlot 10.0完成。

2 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

2.1 增溫和降水改變對(duì)土壤濕度的影響

由圖 1 可知, 生長(zhǎng)季內(nèi)日均氣溫大致呈單峰型, 在 7 月底、8 月初達(dá)到最高。生長(zhǎng)季內(nèi)降雨較均勻地分布在各個(gè)月份。土壤溫度也大致呈單峰型, 但土壤濕度變化較大, 主要受降雨影響(降雨后土壤濕度上升)。值得注意的是, 生長(zhǎng)季中期降雨后土壤濕度的波動(dòng)幅度比生長(zhǎng)季前期和后期大。增溫和降水改變對(duì)土壤濕度的影響存在顯著的交互作用(<0.01, 表 2)。減少降水和降水不變的情況下, 增溫顯著降低土壤濕度; 增加降雨時(shí), 增溫對(duì)土壤濕度的影響不顯著(圖2)。

表2 增溫、降水改變、取樣時(shí)間影響下銨態(tài)氮、硝態(tài)氮、土壤濕度的重復(fù)測(cè)量方差分析結(jié)果

說(shuō)明: 加粗?jǐn)?shù)字表示效應(yīng)顯著。

2.2 增溫和降水改變對(duì)銨態(tài)氮和硝態(tài)氮的影響

總體來(lái)看, 對(duì)照和增溫處理銨態(tài)氮的均值分別為192.2 和 100.9 ng N/(day · g resin), 增溫使土壤銨態(tài)氮顯著降低 47.5% (<0.01, 表 2, 圖 3(a))。減少降水、對(duì)照和增加降水的銨態(tài)氮均值分別為 76.1, 132.3 和 231.2 ng N/(day · g resin)。降水改變對(duì)銨態(tài)氮影響達(dá)到極顯著水平(<0.001, 表 2), 但增水50%和減水50%對(duì)銨態(tài)氮的影響存在不對(duì)稱性。其中, 增加降水使銨態(tài)氮顯著增加74.7% (=0.046), 減少降水使其減少 42.5%, 但統(tǒng)計(jì)結(jié)果并不顯著(圖3(c))。

總體來(lái)看, 對(duì)照和增溫處理硝態(tài)氮的均值分別為 99.2 和 53.5 ng N/(day · g resin), 增溫使土壤硝 態(tài)氮顯著降低 46.1% (<0.05, 表 2, 圖 3(b))。減少降水、對(duì)照和增加降水的硝態(tài)氮均值分別為 51.4, 50.2 和 127.4 ng N/(day · g resin)。降水改變對(duì)其有顯著影響(<0.01, 表2), 但增水50%和減水50%對(duì)硝態(tài)氮的影響存在不對(duì)稱性。其中, 增加降水使硝態(tài)氮增加 154% (=0.046), 減少降水的影響不顯著(圖3(d))。

2.3 生長(zhǎng)季不同時(shí)期無(wú)機(jī)氮的動(dòng)態(tài)

土壤銨態(tài)氮和硝態(tài)氮在生長(zhǎng)季的不同時(shí)期表現(xiàn)出明顯的變化, 但這種變化并不相似。銨態(tài)氮在生長(zhǎng)季前期和后期較高, 中期最低; 硝態(tài)氮在生長(zhǎng)季前期最高, 中期和后期基本上一致(圖 3)。就其絕對(duì)值而言, 硝態(tài)氮在無(wú)機(jī)氮中所占的比例低于銨態(tài)氮, 硝態(tài)氮在0.75~474.84 ng N/(day · g resin) 之間, 而銨態(tài)氮?jiǎng)t在0.54~662.02 ng N/(day · g resin) 之間, 前者均值為76.33 ng N/(day · g resin), 后者為146.53 ng N/(day · g resin)。

2.4 銨態(tài)氮、硝態(tài)氮與土壤溫濕度的關(guān)系

將銨態(tài)氮、硝態(tài)氮與 5 cm 土壤濕度做回歸函數(shù)擬合, 發(fā)現(xiàn)兩者均與土壤濕度呈二項(xiàng)式關(guān)系, 隨著土壤濕度的增加, 兩者均呈上升趨勢(shì)。但是, 當(dāng)土壤濕度低于 22%時(shí), 這種增加趨勢(shì)不明顯(圖4(a)和(b))。銨態(tài)氮、硝態(tài)氮與土壤溫度均無(wú)顯著關(guān)系(圖 4(c)和(d))。

3 討論

3.1 增溫對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響

本文研究結(jié)果顯示, 增溫顯著降低了銨態(tài)氮、硝態(tài)氮, 這與許多前人的研究不一致。例如, 有研究表明增溫促進(jìn)氮的礦化作用[10,23–26], 也有研究結(jié)果顯示增溫對(duì)礦化沒(méi)有顯著影響[11,15–16]或?qū)Φ目衫眯詿o(wú)顯著影響[21,27]。本研究發(fā)現(xiàn)增溫在生長(zhǎng)季不同時(shí)期對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響存在顯著差異。增溫對(duì)銨態(tài)氮的降低作用主要表現(xiàn)在生長(zhǎng)季前期和后期, 對(duì)中期銨態(tài)氮沒(méi)有影響; 增溫僅僅降低生長(zhǎng)季前期的硝態(tài)氮, 對(duì)中期和后期無(wú)影響。研究結(jié)果不一致的原因主要是取樣時(shí)間的不同。Wang 等[27]指出, 增溫對(duì)氮礦化的影響存在年際差異。因此, 增溫和降水改變對(duì)無(wú)機(jī)氮可利用性的影響可能也存在年際差異, 這一點(diǎn)有待進(jìn)一步研究。

我們認(rèn)為增溫在生長(zhǎng)季前期和后期導(dǎo)致銨態(tài)氮和硝態(tài)氮下降可能是由于以下原因: 1) 增溫導(dǎo)致的土壤濕度的下降(圖2)限制了微生物的礦化作用; 2) 研究發(fā)現(xiàn), 在以月為單位的時(shí)間尺度上, 植物因素對(duì)土壤可利用氮的影響要大于微生物因素[28], 因此增溫使植物在生長(zhǎng)季前期消耗了更多的銨態(tài)氮和硝態(tài)氮; 3) 離子交換樹脂袋法需要充足的土壤水分來(lái)保證樹脂和土壤界面的離子交換, 因此, 當(dāng)土壤水分較低時(shí), 可能會(huì)使樹脂不能完全吸附土壤中的離子[22,29]。生長(zhǎng)季中期植物生長(zhǎng)較快, 對(duì)無(wú)機(jī)氮需求均較大, 無(wú)論增溫或?qū)φ盏耐寥罒o(wú)機(jī)氮含量均大幅度下降, 沒(méi)有顯著差異。

3.2 降水改變對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響

本研究發(fā)現(xiàn)無(wú)機(jī)氮在生長(zhǎng)季不同時(shí)期受降水改變的影響存在顯著差異, 這與 Jamieson 等[30]的研究結(jié)果相似。Giese 等[22]指出, 氮的可利用性由季節(jié)性降水控制。然而, 在我們研究的3個(gè)取樣期間內(nèi), 降雨量相差并不大, 分別為140.5, 141.5, 104.4 mm。我們注意到, 生長(zhǎng)季中期土壤濕度受降水事件的影響存在大幅度的波動(dòng)(圖 1(b))。因此, 我們認(rèn)為降雨導(dǎo)致的土壤濕度的變化才是影響氮可利用性的真正原因。

本研究發(fā)現(xiàn)增加降水會(huì)顯著增加銨態(tài)氮和硝態(tài)氮, 這可能是因?yàn)樵黾咏邓笸寥罎穸纫苍黾恿?圖 2)。很多研究發(fā)現(xiàn)土壤水分是影響土壤礦化作用的關(guān)鍵因素之一, 在一定范圍內(nèi)礦化速率隨土壤濕度的增加而增加[31–33], 我們的研究支持了這一結(jié)論。然而, 減少降水對(duì)銨態(tài)氮和硝態(tài)氮無(wú)影響, 這可能是由于對(duì)照和減少降水處理樣地土壤濕度較低, 致使離子交換樹脂吸附不完全, 未能檢出差 異[22]。Zhou 等[34]也發(fā)現(xiàn)增加降水可以顯著增加土壤硝態(tài)氮含量。然而, Matias 等[35]發(fā)現(xiàn)降水改變對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響因生境的不同而不同。他們的研究顯示, 降水改變對(duì)森林土壤無(wú)機(jī)氮沒(méi)有顯著影響; 灌叢的土壤無(wú)機(jī)氮的增加效應(yīng)僅表現(xiàn)在減水效應(yīng); 而在開闊場(chǎng)地(open areas, 裸露土壤, 僅分布少量草本)中, 土壤無(wú)機(jī)氮隨降水的增加而增加。Auyeung等[11]發(fā)現(xiàn)降水改變對(duì)土壤礦化作用影響很小, 但減少降水顯著降低氮礦化作用和硝化作用的 Q10(溫度敏感性指標(biāo), 意義為溫度每升高 10 °C, 礦化或硝化速率的變化值), 因此, 降水改變對(duì)無(wú)機(jī)氮的影響存在不一致性, 具體的機(jī)理有待進(jìn)一步研究。

3.3 無(wú)機(jī)氮與土壤溫濕度的關(guān)系

劉穎慧等[32]通過(guò)室內(nèi)培養(yǎng)實(shí)驗(yàn), 研究了不同濕度梯度(13%, 26%, 39%, 52%, 66%)與土壤氮礦化量的關(guān)系, 發(fā)現(xiàn)土壤氮的礦化量與濕度呈二項(xiàng)式關(guān)系, 而在我們的研究中二項(xiàng)式關(guān)系并不顯著。這可能是由于在我們的研究中, 生長(zhǎng)季內(nèi) 5 cm 土壤濕度在14%~35%之間, 土壤濕度范圍較小, 沒(méi)有達(dá)到二項(xiàng)式關(guān)系的拐點(diǎn)。我們的結(jié)果顯示, 隨著土壤濕度增加, 銨態(tài)氮和硝態(tài)氮均呈上升趨勢(shì), 與劉穎慧等的實(shí)驗(yàn)結(jié)果一致。Auyeung 等[11]卻發(fā)現(xiàn)氮礦化作用、硝化作用均與土壤濕度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系, 這主要是因?yàn)樗麄兊难芯恐邪屑竟?jié)的數(shù)據(jù)(該地區(qū)冬季土壤濕度最大, 生物的活動(dòng)卻最弱), 而我們僅研究了生長(zhǎng)季。我們的研究還發(fā)現(xiàn)銨態(tài)氮和硝態(tài)氮均與土壤溫度無(wú)顯著關(guān)系, 與 Baumann 等[36]的研究一致。這可能是由于生長(zhǎng)季土壤溫度較高, 水分代替溫度成為微生物活動(dòng)的主要限制因子[37]。綜上所述, 我們認(rèn)為, 在生長(zhǎng)季影響土壤無(wú)機(jī)氮可利用性的主要直接因素是土壤濕度而不是土壤溫度, 增溫和降水改變主要通過(guò)影響土壤濕度間接影響土壤無(wú)機(jī)氮。這也進(jìn)一步表明, 在青藏高原地區(qū)的生長(zhǎng)季, 土壤濕度是比土壤溫度更重要的影響土壤氮庫(kù)的因素[36]。我們預(yù)測(cè), 在未來(lái)氣候變化背景下, 土壤濕度的增加可能導(dǎo)致青藏高原高寒草甸土壤無(wú)機(jī)氮可利用性增加。

致謝 感謝宋維民博士和米兆榮博士給予的幫助,感謝海北高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)定位站對(duì)本工作的支持。

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Responses of Soil Inorganic Nitrogen to Warming and Altered Precipitation in an Alpine Meadow on the Qinghai-Tibetan Plateau

WU Dandan1,2, JING Xin3, LIN Li3, YANG Xinyu3, ZHANG Zhenhua1, HE Jinsheng1,3,?

1. Key Laboratory of Adaptation and Evolution of Plateau Biota, Northwest Institute of Plateau Biology, Chinese Academy of Sciences, Xining 810008; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049; 3. Key Laboratory for Earth Surface Processes (MOE), Department of Ecology, College of Urban and Environmental Sciences, Peking University, Beijing 100871; ? Corresponding author, E-mail: jshe@pku.edu.cn

Based on the warming and altered precipitation experiment platform at Haibei research station, this study investigated the responses of soil inorganic nitrogen to warming and altered precipitation in the growing season in alpine meadow. The results show that 1) warming significantly decreases NH4+-N by 47.5% (=0.001) and NO3--N by 85.4% (=0.021); 2) effect of decreased precipitation on soil inorganic nitrogen is unequal to the effect of increased precipitation, increased precipitation significantly increases NH4+-N by 74.7% (=0.046) and NO3--N by 154% (=0.017), while decreases precipitation tends to reduce NH4+-N, but has no significant effect on NO3--N; 3) NH4+-N and NO3--N are positively correlated with soil moisture, but has no correlations with soil temperature. Thus, soil moisture induced by warming and altered precipitation, is the main factor affecting inorganic nitrogen availability in the growing season. This study suggests that inorganic nitrogen availability will increase in tandem with increasing soil moisture, under the background of climate change in alpine meadow on the Qinghai-Tibetan Plateau.

Qinghai-Tibetan Plateau; global climate change; nitrogen cycling; soil moisture; NH4+-N; NO3--N

10.13209/j.0479-8023.2016.061

P593

2015-03-26;

2015-04-27; 網(wǎng)絡(luò)出版日期: 2016-09-02

國(guó)家自然科學(xué)基金(31300415)、國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃(2014CB954003, 2014CB954004)資助