水耕人為土有機(jī)碳和全氮對水分狀況和耕作時(shí)間的響應(yīng)*

韓光中 張甘霖 黃來明 陳留美 李山泉

（1 內(nèi)江師范學(xué)院地理與資源科學(xué)學(xué)院，土壤過程模擬實(shí)驗(yàn)室，四川內(nèi)江 641112）

（2 土壤與農(nóng)業(yè)可持續(xù)發(fā)展國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（中國科學(xué)院南京土壤研究所），南京 210008）

（3 中國科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院，北京 100049）

（4 中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所，生態(tài)網(wǎng)絡(luò)觀測與模擬院重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100101）

（5 遵義師范學(xué)院資源與環(huán)境學(xué)院，貴州遵義 563002）

（6 邢臺學(xué)院資源與環(huán)境學(xué)院，河北邢臺 054001）

土壤是全球第三大碳庫，每年大約有4%的C排放至大氣中[1]。同時(shí)，土壤也是N2O 的最大排放源[2]。土壤碳庫或氮庫儲量的微小變化可能會對大氣中CO2和N2O 的濃度產(chǎn)生很大影響[3]。已有研究表明氣候[4]、土壤和植被類型[5-6]、地形[7]、景觀[8-9]、土壤侵蝕[10]、土地利用和管理措施[11-12]等因素均影響土壤碳庫或氮庫儲量。在此背景下，農(nóng)業(yè)土壤固碳或農(nóng)業(yè)土壤溫室氣體釋放成為廣受關(guān)注的焦點(diǎn)之一。水耕人為土（水稻土）在水耕熟化過程中土壤有機(jī)碳（SOC）有積累趨勢[13-14]，碳匯作用明顯[15]。盡管如此，水耕人為土也是溫室氣體尤其是CH4和N2O 的重要排放源[16]。從現(xiàn)有的相關(guān)研究來看，百年以上尺度下水分狀況對SOC 和全氮（TN）分布與變化規(guī)律的影響研究較少。有研究顯示土壤碳氮比（C/N）變化會引起土壤微生物活性及礦化率變化，進(jìn)而影響土壤質(zhì)量和土壤碳氮循環(huán)[17-19]。與僅考慮土壤碳氮本身的變異特點(diǎn)相比，C/N 更能全面地闡述土壤碳氮變化的特點(diǎn)[20]。為此本研究選擇南方地區(qū)的水耕人為土從數(shù)十年至千年尺度的時(shí)間序列作為研究對象，旨在揭示水耕人為土 SOC、TN和C/N 對土壤水分狀況的敏感性，更好地理解其碳匯和氮源作用。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

本研究選取我國南方地區(qū)的水耕人為土從數(shù)十年至千年尺度的時(shí)間序列（表1），分別為發(fā)育于江西省進(jìn)賢縣酸性第四紀(jì)紅黏土母質(zhì)的水耕人為土?xí)r間序列（RC10，0 a；RC11，100 a；RC12，100～300 a；RC13，300 a），發(fā)育于浙江省慈溪市石灰性海相沉積物母質(zhì)的水耕人為土?xí)r間序列（CX01，0 a；CX02，50 a；CX03，300 a；CX04，700 a；CX05，1 000 a），發(fā)育于廣東省中山市沖積物母質(zhì)的水耕人為土?xí)r間序列（A0，0 a；A1，30 a；A2，50 a；A3，200 a）和發(fā)育于江蘇省寶應(yīng)縣湖相沉積物母質(zhì)的水耕人為土?xí)r間序列（B1，0 a；B2，5 a；B3，20 a；B4，50 a）。研究區(qū)年均氣溫分別為17.3℃、16.3℃、21.8℃和14.4℃，年均降水量分別為1 549、1 325、1 738 和966 mm。水耕人為土?xí)r間序列建立和判定的依據(jù)分別參照文獻(xiàn)[21-23]。其中，進(jìn)賢序列稻田耕作的歷史年限是基于地形部位結(jié)合已調(diào)查的土壤種稻年限與當(dāng)?shù)卮逭瘹v史綜合判定[21]；慈溪序列稻田耕作的歷史年限是基于《慈溪水利志》[24]和《慈溪海堤集》[25]中慈溪市歷代海塘圖記載的不同地段海塘修筑年代大致推算得出[22]；中山序列稻田耕作的歷史年限是基于河口三角洲堆積方向與實(shí)地調(diào)查得出[23]；寶應(yīng)序列稻田耕作的歷史年限是基于沼澤開墾排水順序和實(shí)地調(diào)查得出[23]。采樣點(diǎn)信息及水耕人為土水分類型見表1。

1.2 三水分類法

根據(jù)三水分類法，水耕人為土水分類型可以分為地表水型、地下水型和良水型[26]。地表水型，在水稻生長季節(jié)耕層呈還原態(tài)，其下仍為氧化態(tài)，水稻收獲后土壤逐步落干，全剖面均呈氧化態(tài)；地下水型，大部分時(shí)間處于還原狀態(tài)，尤以夏季為甚；良水型，氧化還原狀況隨著季節(jié)不同而有很大變動，同一土壤中，還有氧化還原狀態(tài)的剖面分異：水耕人為土灌水后，耕層和犁底層上部處于水分飽和狀態(tài)，整個耕層處于還原狀態(tài)，但犁底層有滯水作用，因此心土層水分仍不飽和，使土壤處于氧化狀態(tài)[27-28]。

進(jìn)賢序列和慈溪序列水耕人為土分別為地表水型和良水型。而中山序列和寶應(yīng)序列在種稻初期為地下水型，后為提高稻田產(chǎn)量，當(dāng)?shù)嘏d建一些水利措施對稻田進(jìn)行排水，降低其地下水位減少漬害，水分類型逐步轉(zhuǎn)化為良水型。進(jìn)賢序列和慈溪序列在20 世紀(jì)90年代之前施肥主要為有機(jī)肥和草木灰，后來化肥逐漸成為最主要的施肥方式。中山序列和寶應(yīng)序列主要施肥方式為有機(jī)肥和草木灰。

1.3 樣品采集與分析

結(jié)合史料分析與實(shí)地考察，選取不同母質(zhì)發(fā)育的水耕人為土?xí)r間序列典型土壤剖面，按照土壤發(fā)生層采樣法采集土樣，所有土樣均在水稻收割排水后采集。土壤樣品采集后在室內(nèi)自然風(fēng)干，挑出枯枝落葉、根系和大于2 mm 的非土壤物質(zhì)，四等分法取土，先后過10 和60 目尼龍篩，裝好備用。TN、容重、顆粒組成和SOC 等基本理化性質(zhì)測定方法參照《土壤調(diào)查實(shí)驗(yàn)室分析方法》[29]。

1.4 有機(jī)碳密度（SOCD）和全氮密度（TND）的計(jì)算

SOCD 計(jì)算公式為：

TND 計(jì)算公式為：

式中，SOCD 和TND 分別為有機(jī)碳密度和全氮密度（kg·m-2），它分別表示單位面積某一深度土壤內(nèi)SOC 和TN 的總量；θi為第i層＞2 mm 礫石含量（g·kg-1）；ρi為第i層土壤容重（g·cm-3）；SOCi和TNi分別為第i層SOC 和TN 含量（g·kg-1）；Ti為第i層土層厚度（cm）；n為參與計(jì)算的土壤層次總數(shù)。計(jì)算SOCD 和TND 時(shí)采取100 cm 土壤厚度（不足100 cm 厚度的取實(shí)際值）。

表1 土壤采樣點(diǎn)信息及土壤類型 Table1 General information and soil types of the soil sampling sites

2 結(jié) 果

2.1 種稻后土壤碳氮的變化

進(jìn)賢序列（地表水型）、慈溪序列（良水型）和中山序列（地下水-良水型）種稻土壤SOC 平均含量分別為8.64、6.84 和17.02 g·kg-1，與起源土壤相比平均分別增加了107%、43%和77%，表明3 個序列土壤種稻后SOC 均出現(xiàn)明顯累積。進(jìn)賢序列種稻土壤的SOC 含量均隨土壤深度的增加而下降。耕種年限約100 a 的水耕人為土與起源土壤相比，耕作層SOC 含量增加明顯，但犁底層以下增加不明顯。隨著耕種年限的增加，SOC 在犁底層之下也有較明顯的增長。慈溪序列未墾灘涂剖面的SOC 分布比較均一。不同耕種年限剖面的SOC 分布特征類似，表現(xiàn)為耕作層SOC 含量最高，耕作層之下SOC 含量明顯降低。種稻后，耕作層SOC 可以在50 a 增加到一個比較高的數(shù)值（21.8 g·kg-1），之后增加緩慢。除剖面CX04 和CX05 的埋藏腐泥層（分別在 90～ 112 cm 和85～100 cm 處）外，SOC 很難在犁底層之下積累。中山序列種稻土壤耕作層SOC 可以在種稻30 a 內(nèi)就增加到一個比較高的數(shù)值（20.9 g·kg-1），之后地下水位逐漸下降，水分類型由地下水型轉(zhuǎn)化為良水型，耕作層SOC 又有所下降。寶應(yīng)序列（地 下水-良水型）種稻土壤的 SOC 平均含量為33.59 g·kg-1，與起源土壤相比有明顯的降低（較起源土壤平均降低了33%）。這說明此序列土壤種稻后SOC 有較大的損失。土壤種稻后5 a 內(nèi)地下水位沒有明顯變化，SOC 也沒有降低。隨著耕種年限的增加，地下水位逐漸下降，SOC 在15 a 內(nèi)顯著下降。

圖1 不同水分狀況水耕人為土?xí)r間序列碳氮剖面分布 Fig.1 C and N distributions in Hydragric Anthrosol profiles relative to chronosequence and water regime

進(jìn)賢序列、慈溪序列和中山序列種稻土壤TN平均含量分別為0.89、1.46 和1.31 g·kg-1，與起源土壤相比平均分別增加了117%、27%和85%。進(jìn)賢序列種稻土壤TN 的剖面分布和SOC 剖面分布相似，TN 含量均隨土壤深度的增加而下降。與起源土壤相比，耕種年限較短的水耕人為土耕作層TN 含量增加明顯，但犁底層以下增加不明顯。耕種時(shí)間較長的水耕人為土在犁底層之下也有較明顯的增長。慈溪序列種稻土壤的TN 含量均很高，其剖面和SOC 剖面差異較大。未墾灘涂剖面中TN 的平均含量達(dá)到 1.15 g·kg-1，而 SOC 平均含量只有4.78 g·kg-1。未墾灘涂剖面TN 分布比較均一，不同耕種年限的水耕人為土主要表現(xiàn)為耕作層TN 最高，隨著深度的增加逐漸降低，但上下層差異不大，且埋藏腐泥層中的TN 并未較其他土層高。中山序列種稻土壤耕作層和犁底層TN 含量在30 a 內(nèi)就增加到一個較高的數(shù)值，之后基本保持穩(wěn)定。犁底層之下（40～80 cm）TN 增加的幅度要高于上層，種稻30 a 之后仍有明顯增加。寶應(yīng)序列種稻土壤的TN平均含量為2.60 g·kg-1，與起源土壤相比有明顯的降低（較起源土壤平均降低了23%）。這說明此序列土壤種稻后TN 有較大的損失。土壤種稻后5 a 內(nèi)地下水位沒有明顯變化，TN 并沒有降低。隨著耕種年限的增加，地下水位逐漸下降，TN 在之后15 a 內(nèi)顯著下降。

4 個序列起源土壤表層的C/N 差異顯著（3.4～ 13.7），隨著耕種年限的增加水耕人為土耕作層C/N的差異逐漸減小，有明顯的趨同性（4 個序列耕種年限最長的水耕人為土耕作層C/N 范圍為10.77～ 11.71）。除慈溪序列外，進(jìn)賢、中山和寶應(yīng)序列水耕人為土下層的C/N 隨著種稻年限的增加，最終發(fā)育成數(shù)值接近，上下層相對均一的C/N 剖面構(gòu)型。

2.2 SOCD和TND 對耕種時(shí)間和水分狀況的響應(yīng)

不同水分類型水耕人為土SOCD（0～100 cm，下同）差異較大。地表水型和良水型水耕人為土SOCD 遠(yuǎn)低于地下水型水耕人為土。同水分類型水耕人為土隨著耕種年限的增加，呈現(xiàn)一定的規(guī)律性。進(jìn)賢序列水耕人為土（地表水型）300 a 內(nèi)SOCD 一直隨著耕種年限的增加而增加，但增加速率較低（平均增加速率僅3 g·m-2·a-1）。慈溪序列（良水型）水耕人為土SOCD 在50 a 內(nèi)增加明顯（平均增加速率約10 g·m-2·a-1），之后隨著耕種年限的增加基本保持穩(wěn)定。中山和寶應(yīng)序列（地下水-良水型）水耕人為土SOCD 的演變特征迥異。寶應(yīng)序列，起源土壤為濕地沼澤，SOC 含量極高，種稻后5 a 內(nèi)并沒有明顯下降。但隨著耕種年限的增加地下水位下降，SOCD 在15 a 內(nèi)急劇降低（降低幅度約54%，平均損失速率約182 g·m-2·a-1），之后隨著耕種年限的增加沒有明顯的降低。而中山序列在種稻后的50 a 內(nèi)SOCD 有明顯的增加（增加幅度約100%，平均增加速率約27 g·m-2·a-1），之后隨著地下水位逐漸下降SOCD 有所下降。進(jìn)賢、中山和寶應(yīng)序列水耕人為土TND（0～100 cm，下同）的演變特征和其SOCD的演變特征基本一致。慈溪序列TND 的演變特征和其SOCD 的演變特征差異很大，在300 a 內(nèi)增加明顯（平均增加速率約0.23 g·m-2·a-1），之后隨著耕種年限的增加有較明顯的降低（平均損失速率約0.11 g·m-2·a-1）。

圖2 不同水分狀況水耕人為土SOCD 和TND（0～100 cm）的演變特征 Fig.2 Evolution characteristics of SOCD and TND（0～100 cm）in Hydragric Anthrosols relative to water regime

3 討 論

慈溪序列SOC 和TN 的關(guān)系和其他序列差異較大。此序列水耕人為土TN 的平均含量明顯高于全國水耕人為土的平均含量（1.18 g·kg-1，n=1 788，數(shù)據(jù)來源于全國第二次土壤普查成果資料[30]）。但SOC 平均含量卻明顯低于全國水耕人為土平均含量（11.13 g·kg-1，n=1 877，數(shù)據(jù)來源于全國第二次土 壤普查成果資料[30]）。說明該序列水耕人為土中可能含有較多的無機(jī)氮。從慈溪序列SOC 和TN 的演變特征上可以看出，犁底層之下除埋藏腐泥層外SOC較起源土壤均未增加，但TN 在0～300 a 內(nèi)有明顯增加，之后（300～1200 a）隨著種稻年限的增加而降低。與其他序列相比，該序列高度熟化水耕人為土剖面下層SOC 也明顯偏低。對無機(jī)氮含量高的土壤而言，土壤無機(jī)氮的富集和虧損是否會影響SOC 礦化分解當(dāng)前還未知，區(qū)分土壤無機(jī)氮形態(tài)對土壤碳排放的影響非常必要?？紤]到無機(jī)氮中的NO3-在厭氧條件下可能會發(fā)生反硝化作用[31]，生成 N2、N2O 和其他氮氧化物氣體逸出土壤，進(jìn)入大氣圈。今后也要注意評估無機(jī)氮含量高的水耕人為土在長期耕種過程中土壤氮富集或虧損對環(huán)境的影響。

一般而言，漬害是影響稻麥高產(chǎn)穩(wěn)產(chǎn)的重要障礙因素[32]。在長期耕作過程中，為提高產(chǎn)量，通常會興建各種水利措施對漬害嚴(yán)重的水耕人為土進(jìn)行排水，降低地下水位。地下水型水耕人為土逐漸向高產(chǎn)的良水型水耕人為土轉(zhuǎn)化。中山和寶應(yīng)序列起源土壤的SOCD 差異顯著，但土壤的水分狀況接近。經(jīng)過長時(shí)間耕作后，SOCD 和C/N 趨于相同。這說明水分狀況對水耕人為土固碳能力影響很大。寶應(yīng)序列在水分狀況發(fā)生明顯改變的15 a 內(nèi)（地下水位從0.25 m 下降至0.65 m）SOCD 的平均損失速率可達(dá)到182 g·m-2·a-1。當(dāng)SOC 含量極高的時(shí)候，地下水位下降會引起土壤碳庫的快速虧損，在今后的研究中要重視。從太湖、江漢和珠江三角洲的統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)來看[33]，當(dāng)?shù)叵滤退藶橥赁D(zhuǎn)化為高產(chǎn)的良水型水耕人為土后，可能會造成耕作層17%～31%的SOC 損失。此外，全國范圍內(nèi)的“水改旱”工程也會引起土壤水分狀況的巨大變化，需要重視其所造成的土壤碳庫損失，我國農(nóng)田土壤的固碳形勢不容樂觀。

圖3 不同水分類型耕作層SOC 的統(tǒng)計(jì)特征（數(shù)據(jù)來自 文獻(xiàn)[33]） Fig.3 Statistics of SOC content in the plow layer relative to water regime（data cited from reference [33]）

李忠佩等[14]研究顯示，在水耕條件下，發(fā)育于紅壤的水耕人為土SOC 和TN 的積累過程可大致分為快速增長和趨于穩(wěn)定階段，這兩個階段以耕種30 a 為界限。在前30 a，其增加趨勢與利用年限呈極顯著的直線相關(guān)，其后SOC 和TN 含量隨耕作年限增加增長速度明顯減慢并趨于穩(wěn)定。從本研究來看，慈溪序列在50 a 內(nèi)SOCD 達(dá)到一個較高水平，之后趨于穩(wěn)定。寶應(yīng)序列在15 a 之內(nèi)SOCD 會下降到一個較低水平，之后趨于穩(wěn)定。中山序列在50 a內(nèi)SOCD 會達(dá)到一個較高水平，之后因地下水位的下降略有降低。可以推斷按現(xiàn)在的正常管理利用水平，這兩種水分類型水耕人為土約在15～50 a 內(nèi)就會形成相對穩(wěn)定的SOC 平衡。相比較而言，進(jìn)賢序列水耕人為土在種稻100 a 之后，耕作層之下SOC仍隨著耕種年限的增加而增加。結(jié)合其SOCD 的演變趨勢來看，地表水型水耕人為土在300 a 內(nèi)可一直作為相對穩(wěn)定的農(nóng)田有機(jī)碳匯。但該水分類型水耕人為土固碳速率偏低。一方面可能是因?yàn)榈乇硭退藶橥炼酁橹械彤a(chǎn)稻田，有機(jī)物質(zhì)的主要輸入方式為作物根茬，輸入量低。另一方面可能是因?yàn)榈乇硭退藶橥烈荒戤?dāng)中處于淹水還原的時(shí)間要明顯低于良水型和地下水型水耕人為土[28]。加上地表水型水耕人為土排水良好，在非種稻期間容易產(chǎn)生干濕交替現(xiàn)象，也會加劇SOC 的礦化分解[34]。

土壤C/N 可反映SOC 的積累與分解狀況。地下水型水耕人為土剖面下層的C/N 通常較地表水型和良水型水耕人為土高（圖1）。這說明長期處于還原狀態(tài)的土壤通常具有更高的土壤碳庫飽和水平。就水耕人為土而言，土壤質(zhì)地也會影響淹水時(shí)SOC 礦化速率。但本研究中，4 個序列水耕人為土的黏粒含量均較高（平均含量均超過300 g·kg-1），這可能會弱化土壤質(zhì)地的影響作用。本研究中不同水分狀況水耕人為土的C/N 均表現(xiàn)出明顯的趨同性，質(zhì)地相近高度熟化的水耕人為土可能存在相近的碳氮耦合平衡，這應(yīng)在今后的深入研究中重點(diǎn)加以考慮。當(dāng)土壤碳庫未達(dá)到飽和狀態(tài)時(shí)，土壤SOC 會逐漸累積，最終達(dá)到一種和水分狀況相適應(yīng)的動態(tài)平衡。當(dāng)土壤水分狀況明顯改變時(shí)，已有的土壤碳動態(tài)平衡會被打破。如果土壤碳庫過多，會有明顯的損失，然后迅速達(dá)到新的平衡。需要特別指出的是，在當(dāng)前普遍追求高產(chǎn)的背景下，氮肥的大量投入而有機(jī)肥源匱乏的實(shí)際耕作措施有可能會誘發(fā)原本穩(wěn)定的C/N 的下降，不僅會影響土壤固碳能力，還會造成土壤酸化、板結(jié)和水體污染等生態(tài)環(huán)境問題。要注意增加有機(jī)肥源，提高氮素利用率從而減少氮肥投入，保持水耕人為土土壤碳氮平衡。

4 結(jié) 論

水耕人為土SOC 的演變特征和固碳能力受水分狀況和起源土壤SOC 含量的影響很大。不同水分類型水耕人為土耕作層C/N 隨著耕種年限的增加均表現(xiàn)出明顯的趨同性，高度熟化的水耕人為土耕作層可能存在相近的碳氮耦合平衡。地表水型水耕人為土在300 a 內(nèi)可一直作為相對穩(wěn)定的農(nóng)田有機(jī)碳匯，但固碳速率偏低。按現(xiàn)在的正常管理利用水平，良水型和地下水型水耕人為土約在15～50 a 內(nèi)就會達(dá)到土壤碳庫的飽和，形成相對穩(wěn)定的SOC 平衡。對地下水位高的水耕人為土而言，農(nóng)業(yè)排水等高產(chǎn)措施會導(dǎo)致其地下水位下降，這會引起土壤碳庫的迅速虧損。需重視能引起土壤水分狀況明顯改變的農(nóng)業(yè)高產(chǎn)措施和農(nóng)業(yè)政策等對農(nóng)田有機(jī)碳庫的影響。