水耕人為土有機碳和全氮對水分狀況和耕作時間的響應*

韓光中 張甘霖 黃來明 陳留美 李山泉

（1 內江師范學院地理與資源科學學院，土壤過程模擬實驗室，四川內江 641112）

（2 土壤與農業可持續發展國家重點實驗室（中國科學院南京土壤研究所），南京 210008）

（3 中國科學院大學資源與環境學院，北京 100049）

（4 中國科學院地理科學與資源研究所，生態網絡觀測與模擬院重點實驗室，北京 100101）

（5 遵義師范學院資源與環境學院，貴州遵義 563002）

（6 邢臺學院資源與環境學院，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，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，農業土壤固碳或農業土壤溫室氣體釋放成為廣受關注的焦點之一。水耕人為土（水稻土）在水耕熟化過程中土壤有機碳（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]。從現有的相關研究來看，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，進而影響土壤質量和土壤碳氮循環[17-19]。與僅考慮土壤碳氮本身的變異特點相比，C/N 更能全面地闡述土壤碳氮變化的特點[20]。為此本研究選擇南方地區的水耕人為土從數十年至千年尺度的時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 研究區概況

本研究選取我國南方地區的水耕人為土從數十年至千年尺度的時間序列（表1），分別為發育于江西省進賢縣酸性第四紀紅黏土母質的水耕人為土時間序列（RC10，0 a；RC11，100 a；RC12，100～300 a；RC13，300 a），發育于浙江省慈溪市石灰性海相沉積物母質的水耕人為土時間序列（CX01，0 a；CX02，50 a；CX03，300 a；CX04，700 a；CX05，1 000 a），發育于廣東省中山市沖積物母質的水耕人為土時間序列（A0，0 a；A1，30 a；A2，50 a；A3，200 a）和發育于江蘇省寶應縣湖相沉積物母質的水耕人為土時間序列（B1，0 a；B2，5 a；B3，20 a；B4，50 a）。研究區年均氣溫分別為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。水耕人為土時間序列建立和判定的依據分別參照文獻[21-23]。其中，進賢序列稻田耕作的歷史年限是基于地形部位結合已調查的土壤種稻年限與當地村寨歷史綜合判定[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地調查得出[23]；寶應序列稻田耕作的歷史年限是基于沼澤開墾排水順序和實地調查得出[23]。采樣點信息及水耕人為土水分類型見表1。

1.2 三水分類法

根據三水分類法，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，在水稻生長季節耕層呈還原態，其下仍為氧化態，水稻收獲后土壤逐步落干，全剖面均呈氧化態；地下水型，大部分時間處于還原狀態，尤以夏季為甚；良水型，氧化還原狀況隨著季節不同而有很大變動，同一土壤中，還有氧化還原狀態的剖面分異：水耕人為土灌水后，耕層和犁底層上部處于水分飽和狀態，整個耕層處于還原狀態，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[27-28]。

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

1.3 樣品采集與分析

結合史料分析與實地考察，選取不同母質發育的水耕人為土時間序列典型土壤剖面，按照土壤發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自然風干，挑出枯枝落葉、根系和大于2 mm 的非土壤物質，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 等基本理化性質測定方法參照《土壤調查實驗室分析方法》[29]。

1.4 有機碳密度（SOCD）和全氮密度（TND）的計算

SOCD 計算公式為：

TND 計算公式為：

式中，SOCD 和TND 分別為有機碳密度和全氮密度（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為參與計算的土壤層次總數。計算SOCD 和TND 時采取100 cm 土壤厚度（不足100 cm 厚度的取實際值）。

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

2 結 果

2.1 種稻后土壤碳氮的變化

進賢序列（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 均出現明顯累積。進賢序列種稻土壤的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 內就增加到一個比較高的數值（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化為良水型，耕作層SOC 又有所下降。寶應序列（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 內顯著下降。

圖1 不同水分狀況水耕人為土時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 內就增加到一個較高的數值，之后基本保持穩定。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，進賢、中山和寶應序列水耕人為土下層的C/N 隨著種稻年限的增加，最終發育成數值接近，上下層相對均一的C/N 剖面構型。

2.2 SOCD和TND 對耕種時間和水分狀況的響應

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，呈現一定的規律性。進賢序列水耕人為土（地表水型）300 a 內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定。中山和寶應序列（地下水-良水型）水耕人為土SOCD 的演變特征迥異。寶應序列，起源土壤為濕地沼澤，SOC 含量極高，種稻后5 a 內并沒有明顯下降。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。進賢、中山和寶應序列水耕人為土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，數據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，數據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。對無機氮含量高的土壤而言，土壤無機氮的富集和虧損是否會影響SOC 礦化分解當前還未知，區分土壤無機氮形態對土壤碳排放的影響非常必要?？紤]到無機氮中的NO3-在厭氧條件下可能會發生反硝化作用[31]，生成 N2、N2O 和其他氮氧化物氣體逸出土壤，進入大氣圈。今后也要注意評估無機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境的影響。

一般而言，漬害是影響稻麥高產穩產的重要障礙因素[32]。在長期耕作過程中，為提高產量，通常會興建各種水利措施對漬害嚴重的水耕人為土進行排水，降低地下水位。地下水型水耕人為土逐漸向高產的良水型水耕人為土轉化。中山和寶應序列起源土壤的SOCD 差異顯著，但土壤的水分狀況接近。經過長時間耕作后，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。寶應序列在水分狀況發生明顯改變的15 a 內（地下水位從0.25 m 下降至0.65 m）SOCD 的平均損失速率可達到182 g·m-2·a-1。當SOC 含量極高的時候，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計數據來看[33]，當地下水型水耕人為土轉化為高產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 的統計特征（數據來自 文獻[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，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定。從本研究來看，慈溪序列在50 a 內SOCD 達到一個較高水平，之后趨于穩定。寶應序列在15 a 之內SOCD 會下降到一個較低水平，之后趨于穩定。中山序列在50 a內SOCD 會達到一個較高水平，之后因地下水位的下降略有降低?？梢酝茢喟船F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 內就會形成相對穩定的SOC 平衡。相比較而言，進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。結合其SOCD 的演變趨勢來看，地表水型水耕人為土在300 a 內可一直作為相對穩定的農田有機碳匯。但該水分類型水耕人為土固碳速率偏低。一方面可能是因為地表水型水耕人為土多為中低產稻田，有機物質的主要輸入方式為作物根茬，輸入量低。另一方面可能是因為地表水型水耕人為土一年當中處于淹水還原的時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生干濕交替現象，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，土壤質地也會影響淹水時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 均表現出明顯的趨同性，質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，這應在今后的深入研究中重點加以考慮。當土壤碳庫未達到飽和狀態時，土壤SOC 會逐漸累積，最終達到一種和水分狀況相適應的動態平衡。當土壤水分狀況明顯改變時，已有的土壤碳動態平衡會被打破。如果土壤碳庫過多，會有明顯的損失，然后迅速達到新的平衡。需要特別指出的是，在當前普遍追求高產的背景下，氮肥的大量投入而有機肥源匱乏的實際耕作措施有可能會誘發原本穩定的C/N 的下降，不僅會影響土壤固碳能力，還會造成土壤酸化、板結和水體污染等生態環境問題。要注意增加有機肥源，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 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 內可一直作為相對穩定的農田有機碳匯，但固碳速率偏低。按現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 內就會達到土壤碳庫的飽和，形成相對穩定的SOC 平衡。對地下水位高的水耕人為土而言，農業排水等高產措施會導致其地下水位下降，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業高產措施和農業政策等對農田有機碳庫的影響。