森林生态系统在全球生态系统碳氮循环中发挥了巨大作用。土壤氮能够限制包括森林系统在内的各个生态系统的生产力，而土壤氮80%以上以有机态存在，只有经过土壤微生物的分解，转化为矿质氮才能被植物吸收利用(Burke et al.，1997；Clark，1977；Tilman et al.，1996)。土壤氮的氨化与硝化过程在微生物与植物的生长发育中发挥重要作用，研究森林生态系统中土壤矿质氮动态变化与矿化过程对于探索土壤养分状况、森林系统生产力与氮素循环转化有重要作用。

目前关于森林土壤氮矿化的研究主要集中在土壤氮变化特征、温湿度对土壤氮矿化影响和不同植被类型对于土壤氮矿化的影响等方面(孙素琪等，2015)，虽然有许多研究成果，但是对于土壤氮矿化的动态变化认识仍然不明确，对于土壤矿质氮来源、转化过程与影响因素等方面的研究仍较为缺乏。大气氮沉降和土壤有机质分解是土壤矿质氮的2个重要来源(窦晶鑫等，2008)。氮沉降一方面作为氮源添加增强了微生物活性，提高了氮素矿化速率，另一方面输入的过多NH₄⁺-N通过硝化作用，转化为了NO₃^--N；均对土壤氮状况与转化产生了影响(王晶苑等，2013；Gundersen et al.，1998)。土壤有机质经过分解与矿化变为无机态氮素是土壤矿质氮另外一个来源。Bernhard-Reversat(1988)研究表明赤桉(Eucalyptus camaldulensis)土壤中有机质矿化提供了约80%的矿质氮，张珊等(2016)的研究也表明土壤净氮矿化量与土壤有机质含量显著正相关。定性分析土壤氮的2种输入来源与矿质氮的关系，对于了解土壤氮供给与利用状况十分重要(Trofymow et al.，1983；Beare et al., 1992)。土壤有机氮转化为无机氮的矿化过程需要微生物参与，反映为土壤CO₂排放变化，即土壤呼吸(张东秋等，2005；LeBauer et al., 2008)。土壤呼吸能够表明土壤微生物对于底物的利用效率，反映微生物的状态(丁雪丽等，2008)，说明土壤氮的转化过程。土壤氮矿化速率受到土壤理化性质、温度、湿度等多因素特别是pH值的影响(李辉信等，2000；张云舒等，2008；余泺等，2010)，一般认为土壤pH升高会促进氮矿化，特别是硝化作用对土壤pH更为敏感(余泺等，2010；秦子娴等，2013)，但是也有地区pH与氮矿化速率负相关，如云南的洱海流域、固原市的黄土丘陵区以及重庆市的植烟区(郑洁等，2010；韩晓飞等，2010；蒋跃利等，2014)。确定土壤氮矿化、土壤呼吸和pH之间的关系，对阐明土壤矿质氮变化的驱动因素非常有帮助。

我国西南地区是典型的酸雨区，近年来重庆地区的酸雨由硫酸型向硫酸与硝酸混合型转化(孙素琪等，2015)。酸雨造成的土壤酸化会显著影响土壤氮矿化(李辉信等，2000；张云舒等，2008；余泺等，2010)，导致矿质氮含量变化。目前重庆酸雨区的相关研究主要集中在土壤氮素动态变化、空间分布以及迁移过程等方面，对于森林系统的氮矿化特征与驱动因素研究较少(孙素琪等，2015；张彬，2012；贺秋芳等，2012)。本试验以重庆缙云山地区常绿阔叶林为研究对象，探讨土壤矿质氮变化规律、输入来源与氮矿化特征，明确土壤氮矿化的驱动因素，以期为深入研究该地区土壤养分循环提供理论依据。

1 研究区概况

研究区位于重庆缙云山(106°17′—106°24′E，29°41′—29°52′N)，海拔170~950 m，属亚热带季风湿润性气候，年均气温13.6 ℃；年均空气相对湿度87%；年均降水量1 611.8 mm，77.2%集中在雨季(4—9月)；年蒸发量777.1 mm；伏旱期是7月末至8月中，降雨少，蒸发量较大，7—8月蒸发量为255.4 mm，占全年总蒸发量的32.8%。土壤为酸性黄壤，pH值3.5~4.5，缺少磷元素。研究区为典型亚热带森林生态系统，植被覆盖率达96.6%，有竹林、常绿阔叶林和针阔混交林等。该地为典型的酸雨区，2012—2014年降水的年均pH值为4.26~5.42，穿透雨年均pH值为4.08~4.55。

2 研究方法 2.1 样地设置和土壤样品采集

在研究区选择1块20 m×20 m的常绿阔叶林样地，能在一定程度上代表中亚热带森林生态系统。样地海拔868.4 m，坡度20°，坡向为西北向。样地内林分郁闭度为0.9，林分密度为2 200株·hm^-2，平均胸径为10.22 cm，平均树高为12.74 m，林木蓄积量为6.13 m³。研究选取的常绿阔叶林为天然林，主要树种包括四川大头茶(Gordonia acuminata)、白毛新木姜子(Neolitsea aurata)和四川杨桐(Adinandra bockiana)等。样地土壤理化性质见表 1。

在样地内设置5个4 m×4 m样方，分别位于四角与中心，每个样方中间设1个1 m×1m小样方用于观测土壤呼吸速率，5个小样方之间相距大于5 m以防相互干扰。在2012—2014年每年的4—9月的各个月末，于样地内每个小样方附近，采用五点法进行上层(0~15 cm)、中层(15~30 cm)和下层(30~60 cm)土壤取样，每层每月的5个土样各重500 g，其中部分土样风干、碾磨、过筛后在4 ℃冷藏储存，用来测定土壤全氮、有机质含量和pH值，另一部分土样过2 mm筛，在4 ℃冷藏储存并在24 h内测定铵态氮(NH₄⁺-N)和硝态氮(NO₃^--N)含量。

土壤氮素矿化速率测定采用原位培养法(Wei et al., 2011；Pajuste et al., 2003)，即在每个小样方内找个采样点，清除地表凋落物和植被后，将2根内径5 cm、长17 cm的PVC管垂直打入土中，管顶与土表平齐，2根管相距小于5 cm，取出一根带回实验室分析，另一根留在原地并盖上顶盖后培养，待培养结束时取回，培养时间为1个月。第1批插管时间为4月25日，之后插入新管取回旧管的时间分别为5月25日，6月25日，7月25日，8月25日和9月25日。下一批管按同样方法安置在上次培养点附近，共分6批，每批为10根管。每次取回PVC管中的土壤，过2 mm筛，测定NH₄⁺-N和NO₃^--N含量。每年共分析6次(4月25日，5月25日，6月25日，7月25日，8月25日和9月25日)土壤NH₄⁺-N和NO₃^--N含量，分成5个培养期。

2.2 土壤呼吸速率测定

土壤呼吸速率观测中，将土壤环布设在每个样方内，土壤环由PVC管制成(外径20 cm、内径19.5 cm、高12 cm)。在不扰动地表凋落物的前提下将土壤环插入地表，露出土壤2.5 cm。采用LI-8100开路式土壤呼吸观测系统(LI-COR，Lincoln，NE，USA)，观测自然状态下土壤呼吸速率。观测选取晴天进行，与每月月末采样时间同步，测定时间为8：00—18：00(每次观测间隔2 h)，将观测数据进行算数平均，代表平均土壤呼吸速率。

2.3 穿透雨和干流水样采集

使用自制收集器收集穿透雨，采用“PVC管蛇形缠绕法”收集干流，在样地内S型布设8个穿透雨收集器和8个干流收集器(张赟齐等，2011；2010；Zimmermann et al., 2008)，2012—2014年每年4—9月每次降雨结束后测定并采集样品，送入实验室4 ℃冷藏储存，待进一步分析。

2.4 样品测定

对各月土壤样品测定铵态氮(NH₄⁺-N)、硝态氮(NO₃^--N)、总氮(TN)和有机质含量及pH值；对原位培养后取回的土壤样品和雨后采集的水样，测定铵态氮和硝态氮含量。土样测定方法为：铵态氮和硝态氮含量用2 mol·L^-1的KCl浸提后，采用德国SEAL/AA3连续流动分析仪测定；全氮含量采用半微量凯氏法测定；有机质含量采用重铬酸钾外加热氧化法测定；土壤pH值采用玻璃电极法(土水比为1:2.5)测定。土壤的测定结果以干质量计算。水样中NH₄⁺-N与NO₃^--N含量在过滤水样后采用连续流动分析仪测定(Lu，2000)。

2.5 数据处理

土壤氮素矿化速率的计算方法参考Wei等(2011)和Pajuste等(2003)的方法：

${R_{\rm{a}}} = \left({{{\left[ {{\rm{NH}}_4^ + - {\rm{N}}} \right]}_{i + 1}} - {{\left[ {{\rm{NH}}_4^ + - {\rm{N}}} \right]}_i}} \right) \times \frac{{1\;000h}}{{{t_{i + 1}} - {t_i}}}; $

(1)

${R_{\rm{n}}} = \left({{{\left[ {{\rm{NO}}_3^ - - {\rm{N}}} \right]}_{i + 1}} - {{\left[ {{\rm{NO}}_3^ - {\rm{ - N}}} \right]}_i}} \right) \times \frac{{1\;000h}}{{{t_{i + 1}} - {t_i}}}。$

(2)

式中:R_a和R_n分别为土壤氨化速率和硝化速率(mg·m^-2d^-1); [NH₄⁺-N]_i和[NH₄⁺-N]_i+1分别为培养前后的NH₄⁺-N含量; [NO₃^--N]_i和[NO₃^--N]_i+1分别为培养前后的NO₃^--N含量; h为土层厚度0.15 cm t_i和t_i+1分别为培养期开始和结束时间; 1 000是单位的转换系数。

穿透雨量根据收集降雨的体积换算得到(mm)，干流量根据公式(3)(盛文萍等，2010；郑祥洲等，2012)计算：

${\rm{SF}} = \sum\limits_{i = 1}^N {\frac{{{C_i} \times {M_i}}}{{S \times 1\;000}}}。$

(3)

式中：SF为干流量(mm)；N为树干径级数；C_i为每径级单株干流体积(mL)；M_i为每径级株数；S为样地面积(m²)。

矿质氮月输入量根据公式(4)计算：

$D = \frac{{\sum\limits_{i = 1}^n {{C_i}} \times {P_i}}}{{100}}。$

(4)

式中：D为不同形态的氮月输入量(kg·hm^-2)；C_i为每场降雨中不同形态氮浓度(mg·L^-1)；P_i为每场降雨的降水量(mm)；n为降雨场次。

采用单因素方差分析(One-Way ANOVA)进行差异显著性检验(P < 0.05)，相关性分析采用Pearson分析法，采用线性模型拟合土壤氮素与土壤有机质的关系(W=aO+b。式中：W为土壤中不同形态氮含量，O为土壤有机质含量，a和b为待定系数)、不同土层不同形态氮含量与土壤呼吸速率的关系(W_n=aR_s+b。式中：W_n为不同土层全氮、铵态氮和硝态氮含量, R_s为土壤呼吸速率)、土壤氨化速率和硝化速率与土壤呼吸速率关系(M=aR_s+b。式中：M为土壤氨化或硝化速率)，采用非线性模型拟合土壤氨化速率、硝化速率与土壤pH值关系(M=ae^bT。式中：T为土壤pH值)。上述计算、分析与图形绘制均采用Excel 2016和SPSS 19.0软件完成。

3 结果与分析 3.1 降雨矿质氮输入量

由表 2可以看出，穿透雨铵态氮输入量为0.18~1.73 kg·hm^-2，平均值为0.63 kg·hm^-2；树干径流铵态氮输入量为0.003~0.10 kg·hm^-2，平均值为0.028 kg·hm^-2；穿透雨硝态氮输入量为0.27~2.89 kg·hm^-2，平均值为1.05 kg·hm^-2；树干径流硝态氮输入量为0.007~0.20 kg·hm^-2，平均值为0.038 kg·hm^-2。

3.2 土壤矿质氮含量变化规律

由表 3可知，常绿阔叶林各层土壤的NH₄⁺-N含量的月际差异除2012年外均显著(P＜0.05)，且[NH₄⁺-N]_i+1含量在4—9月呈增加趋势。土壤NH₄⁺-N含量的年际间差异显著(P＜0.05)，上层土壤表现为2013年>2012年>2014年，中层和下层表现为2012年>2013年>2014年。NH₄⁺-N含量在各土层间也差异显著(P＜0.05)，整体表现为中层>下层>上层，即中层土壤的铵态氮含量最高。

从表 4可看到，NO₃^--N含量在土壤各层的月际间差异显著(P＜0.05)，其变化趋势除2012年上层土呈单峰外均呈现持续上升趋势。NO₃^--N含量在年际间同样差异显著(P＜0.05)，表现为2013年>2012年>2014年。NO₃^--N含量在各土层间差异也显著，整体表现为随土层加深而递减趋势，即上层＞中层＞下层。

3.3 土壤氨化速率与硝化速率变化规律

土壤氨化速率和硝化速率如图 1所示。各年的最高值均出现在6或7月，最低值出现在8或9月。各月的硝化速率均大于氨化速率，其中2012年硝化速率在7月后为负值，说明反硝化作用超过硝化作用，土壤硝态氮减少。土壤氨化速率年际变化(图 2)表现为2013年(4.05 mg·m^-2d^-1)>2014年(2.67 mg·m^-2d^-1)>2012年(1.08 mg·m^-2d^-1)；硝化速率的年际变化也表现为2013年(12.21 mg·m^-2d^-1)>2014年(5.91 mg·m^-2d^-1)>2012年(4.55 mg·m^-2d^-1)。

3.4 土壤矿质氮含量与降雨氮输入关系

从表 5中可看到，土壤上层、中层和下层的铵态氮含量相关性多呈极显著正相关(P < 0.01)，部分呈显著正相关(P < 0.05)，R值为0.52~0.89。土壤各层的铵态氮含量与穿透雨和干流铵态氮输入量相关性不显著，R值为-0.31~0.23。与铵态氮类似，土壤各层硝态氮含量之间极显著(P < 0.01)或显著(P < 0.05)正相关，但与穿透雨和干流输入量相关性不显著(P＞0.05)，说明土壤矿质氮含量受穿透雨和干流的氮素(包括铵态氮和硝态氮)输入量的影响较小，而与相邻土层的氮素含量相关性更紧密。

3.5 土壤矿质氮含量与有机质含量关系

土壤NH₄⁺-N、NO₃^--N和全氮(TN)含量均与有机质含量显著线性正相关(P<0.01)(图 3)，R²分别为0.68和0.64，0.89，TN的拟合效果最好。

3.6 土壤矿质氮含量与土壤呼吸速率关系

图 4表明，土壤上层TN、NH₄⁺-N和NO₃^--N含量与土壤呼吸速率显著线性正相关(P < 0.01)，R²分别为0.68，0.53和0.38。下层与中层土壤只有TN含量与呼吸速率线性正相关，R²分别为0.25(P < 0.05)和0.34(P < 0.01)，较上层关系变弱；中层与下层土壤铵态氮与硝态氮含量与土壤呼吸速率线性关系不显著。

由图 5可看出，土壤氨化速率和硝化速率与土壤呼吸速率显著线性正相关，R²分别为0.54和0.58，P < 0.01。

3.7 土壤氨化速率、硝化速率和呼吸速率与土壤pH值关系

图 6表明，土壤硝化和氨化速率均与土壤pH值呈显著的指数负相关关系，R²分别为0.41和0.57，P均小于0.01，说明土壤酸化在一定程度上对氨化速率和硝化速率有促进作用。

由图 7可看到土壤呼吸速率、土壤pH值与土壤氨化或硝化速率三者的关系，在土壤呼吸速率大于4 μmol·m^-2s^-1时，氨化速率和硝化速率明显随pH值上升而下降；土壤呼吸速率小于4 μmol·m^-2s^-1且土壤pH值在3.70~3.75时，氨化速率与硝化速率开始出现小幅上升，之后下降。

4 讨论 4.1 土壤矿质氮含量变化

已有研究表明，由于温度、水分、植物吸收和微生物固持等因素，土壤硝态氮与铵态氮含量存在年际、月际的显著差异(孙素琪等，2015)。本研究中NH₄⁺-N含量表现为春季＜夏季＜秋季，这可能因为7月份以前的降雨和土温同时增加使土壤矿化速率升高(Ineson et al., 1998)，以及秋季落叶期凋落物持续输入和降雨增多促进了有机质分解形成铵态氮，使得NH₄⁺-N含量达到最大。NO₃^-N含量的月份变化与NH₄⁺-N类似，在2012年7月后出现负值，可能因当年出现伏旱，温度超过38 ℃，降雨减少，抑制了矿化速率(Butler et al., 2012)。上层土壤年均硝态氮与铵态氮含量均表现为2013年>2012年>2014年，这是温度影响土壤氮素矿化速率导致的，与土壤年均温度排序一致(Seo et al., 2011)。另外，中层和下层土壤的NO₃^--N含量均低于NH₄⁺-N含量，这是由于硝化作用主要发生在土壤表层，随土壤深度增加递减(苗方琴等，2010)，中层和下层土壤通气性较差，不适宜的水分温度条件导致硝化细菌活性较差，铵态氮向硝态氮转化率较低导致的。中层和下层土壤的铵态氮与硝态氮变化较为同步，与上层土壤不一致，原因主要是上层土壤透气性较好，微生物更为活跃，土壤矿质氮受微生物活动影响较大，并且降雨氮素输入也导致了上层土壤矿质氮含量的变化更为复杂。研究区土壤硝态氮与铵态氮含量在年际、月际以及土层间的差异性均与温度、水分等环境因素有关，因环境变化影响土壤硝化氨化微生物活性并进而影响土壤矿质氮含量。

土壤氮矿化速率有季节变化，主要受土壤环境季节变化的影响(Seo et al., 2011；Adhikari et al., 1999；苗方琴等，2010)。该研究区土壤氨化速率和硝化速率主要呈单峰趋势，峰值出现在6或7月，是因缙云山6，7月份土壤温度处于全年中较高位置，同时进入雨季后降雨增多，适宜的土壤温湿条件促进了氨化和硝化细菌的活性，增大了土壤氨化速率与硝化速率；之后秋季温度降低，微生物活性变弱，土壤氨化与硝化速率下降。2012年的土壤硝化速率在7月后为负值，是因为伏旱高温与降雨减少强烈抑制了硝化速率，反硝化作用超过硝化作用。

4.2 土壤矿质氮来源

土壤的矿质氮素输入包括大气氮沉降(湿沉降、干沉降、树冠拦截沉降)、凋落物输入和土壤有机质矿化等(Gundersen et al., 1998；Pajuste et al., 2003；Xiong et al., 2010)。在本研究中，土壤各层的铵态氮与硝态氮含量与穿透雨和干流氮素输入量的相关性不显著。这表明降雨氮素输入对土壤矿质氮含量变化的影响较小。原因一是降雨输入氮素的同时也会有淋溶作用将铵态氮与硝态氮带入深层土壤并进入地下水流失，二是降雨氮素输入量远低于土壤氮素总量。

土壤有机质矿化是矿质氮输入的另一个来源，因此土壤矿质氮含量与有机质含量相关性较高(张彬等，2012；Raciti et al., 2012；Li et al., 2012)，本研究也表明土壤TN、NH₄⁺-N和NO₃^--N含量均与有机质含量极显著线性正相关(P < 0.01)。

4.3 土壤氮矿化速率对土壤呼吸速率和pH值的响应

在很多研究中，土壤呼吸速率与土壤矿质氮含量显著正相关(丁雪丽等，2008；涂利华等，2011；郑威等，2013；李凯等，2011；臧逸飞等，2014；李化山等，2014；Magill et al., 2004；Allison et al., 2008；Jia et al., 2012)，这是因为土壤呼吸速率增加表明微生物活性增强和/或底物数量增大，从而提高了土壤氮素矿化速率和增加了土壤矿质氮含量(丁雪丽等，2008；张东秋等，2005)。与这些研究类似，本研究的土壤上层总氮、铵态氮和硝态氮含量及中层与下层的总氮含量均与土壤呼吸速率极显著线性正相关(P < 0.01)；中层与下层土壤铵态氮、硝态氮含量与土壤呼吸速率线性关系不显著，主要是因为中层和下层土壤较上层土壤的透气性差，同时淋溶作用携带了上层土壤氮素输入，从而变化更复杂，与土壤呼吸速率的相关性变低。土壤氨化速率、硝化速率和土壤呼吸速率的拟合效果(R²)要优于土壤铵态氮、硝态氮含量和土壤呼吸速率的拟合效果(R²)，主要是因为土壤氮素矿化速率与土壤呼吸速率联系更直接。

一般认为, pH值升高会促进氮素矿化，增加有机质的可溶性，提供更多的含有机碳和氮基团的物质，促进微生物活动，提高氮素矿化速率(Curtin et al., 1998；田茂洁，2004)。但本研究区中，土壤氨化、硝化速率与pH值负相关，随pH值增加呈指数下降，分别在1和5 mg·m^-2d^-1附近趋于稳定，这与韩晓飞等(2010)在重庆的研究结果类似，原因主要是土壤微生物对长期酸性环境产生了适应，导致pH值增加时微生物活性反而受到抑制而减弱，表现为矿化速率下降。在土壤氨化和硝化速率、pH值和土壤呼吸速率的关系分析中也同样说明了这点，土壤呼吸速率大于4 μmol·m^-2s^-1时，pH值上升对氨化、硝化速率的抑制作用较明显；小于4 μmol·m^-2s^-1时，抑制作用有小幅波动。当土壤呼吸速率较高时，微生物活性强，对底物利用率高，土壤环境适宜微生物活动，这时pH值对氮素矿化速率的影响较明显；而当土壤呼吸速率较低时，说明微生物活性受到抑制，不合适的土壤环境对微生物的活动产生了胁迫，温度和湿度等环境因子成为主要抑制因素，pH值和氮素矿化速率之间的关系不再清晰。

5 结论

土壤铵态氮与硝态氮含量存在年际、月际及土层间差异；土壤氨化硝化速率速率在4—9月为单峰或双峰变化趋势，最高值在6或7月；土壤矿质氮含量受穿透雨和干流的氮素(包括铵态氮和硝态氮)输入量的影响较小，而与相邻土层的氮素含量相关更紧密；土壤pH值升高对土壤氨化和硝化速率有抑制作用，当土壤呼吸速率大于4 μmol·m^-2s^-1时这种抑制作用较明显，小于4 μmol·m^-2s^-1时则抑制作用不再清晰。今后，还需进一步长期研究，以深入了解森林土壤矿质氮素含量特征和变化规律，并结合其他检测方法(如高通量测序技术)研究土壤微生物群落组成变化，从而精确揭示土壤矿质氮含量响应环境变化和土壤酸化的内在机制。