陳 琳,曾 冀,李 華,劉士玲,雷麗群,劉世榮

1 中國林業(yè)科學(xué)研究院熱帶林業(yè)實驗中心, 憑祥 532600 2 廣西友誼關(guān)森林生態(tài)系統(tǒng)國家定位觀測研究站, 憑祥 532600 3 中國林業(yè)科學(xué)研究院森林生態(tài)環(huán)境與保護(hù)研究所, 北京 1000911

工業(yè)革命以來,氣溶膠和溫室氣體排放大量增加,加上氣候內(nèi)部變率影響,如厄爾尼諾-南方濤動、太平洋年代際振蕩、北大西洋濤動,導(dǎo)致全球降水格局發(fā)生變化,但不同地區(qū)降水存在差異[1]。土壤氮循環(huán)是陸地生態(tài)系統(tǒng)生物地球化學(xué)循環(huán)的重要組成部分,直接影響碳循環(huán)、食物供應(yīng)和水土保持等生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)功能[2]。研究土壤氮循環(huán)對降水變化的響應(yīng),對評估和預(yù)測未來降水變化如何影響陸地生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)功能具有重要意義。

土壤氮循環(huán)一般包括氮輸入 (生物固氮、氮沉降和凋落物)、內(nèi)部循環(huán) (礦化和固持、硝化和反硝化、厭氧氨氧化和硝酸鹽異化還原為氨) 、輸出 (氨揮發(fā)、氮氧化物排放和氮淋溶) 和積累 (植物和土壤氮庫) 4個部分[3- 4]。土壤氮循環(huán)受到諸多因素影響,包括非生物因素 (氣候、地形和土壤理化性質(zhì))[5- 7]、生物因素 (植被競爭、土壤動物及微生物)[8- 10]和人類活動 (生物炭和氮添加、間伐和土地利用類型改變)[11- 14],其中降水是影響土壤氮循環(huán)關(guān)鍵的非生物因素之一[15]。目前,利用長期降水觀測、野外降水控制實驗、自然降水梯度、室內(nèi)培養(yǎng)、模型和遙感等方法[16- 18],已經(jīng)開展了不同生態(tài)系統(tǒng)土壤氮循環(huán)對降水變化的響應(yīng)研究。由于野外降水控制實驗較真實反映了未來降水變化對土壤氮循環(huán)的影響,因此本文重點(diǎn)分析了利用該方法開展的土壤氮循環(huán)對降水變化的響應(yīng)研究進(jìn)展,結(jié)果表明降水可能通過改變土壤濕度、侵蝕、淋溶直接影響土壤氮循環(huán),也可能通過改變土壤理化性質(zhì)、土壤動物、微生物群落組成和功能、植物氮吸收、植物群落物種組成和多樣性而間接影響土壤氮循環(huán)[19- 20]。

由于降水變化存在空間差異和時間變化,因此根據(jù)不同地區(qū)降水特點(diǎn)探討其對土壤氮循環(huán)的影響是十分必要的[21]。根據(jù)各地區(qū)的降水變化特征可大致分為3種類型：降水波動、干旱和干濕交替。降水波動,指年度和季節(jié)降水量、強(qiáng)度和頻率在一定時期內(nèi)增加或減少,降水波動對土壤氮循環(huán)的影響程度因降水強(qiáng)度和持續(xù)時間而異。干旱是一個相對的概念,指長期或短期缺水引起土壤水分和養(yǎng)分脅迫,從而導(dǎo)致植物生長受到抑制,引發(fā)病蟲害和火災(zāi),甚至造成植物死亡、植被組成和多樣性發(fā)生改變[18, 22- 23]。相對于降水波動和干旱,干濕交替是一種干旱后短期覆水現(xiàn)象,主要出現(xiàn)在干旱和和半干旱生態(tài)系統(tǒng)中,少數(shù)現(xiàn)在濕潤生態(tài)系統(tǒng)中。干濕交替使土壤土壤物理、化學(xué)性質(zhì)和微生物特性等發(fā)生變化,從而對土壤氮礦化和損失有重要影響[24]。土壤氮循環(huán)除了受到降水的影響,還受到溫度、氮沉降、CO2濃度、土地利用類型改變等因素的影響[25- 27)。受到技術(shù)和經(jīng)濟(jì)條件的限制,全球變化多因素控制實驗大部分發(fā)生在草原生態(tài)系統(tǒng),其中降水與溫度、降水與氮沉降交互作用研究相對較多,因不同研究區(qū)域的氣候、植被、土壤和實驗處理等存在差別,使研究結(jié)果并不一致。為了更好地梳理、評估和預(yù)測全球降水變化對土壤氮循環(huán)的影響,本文綜合分析了全球和我國降水格局變化特征,簡要介紹了6種降水格局變化下土壤氮循環(huán)的研究方法,綜述了3種降水變化類型 (降水波動、干旱、干濕交替),以及降水與溫度、氮沉降交互作用對土壤氮循環(huán)影響的研究進(jìn)展,分析了當(dāng)前研究中存在的問題和未來的研究重點(diǎn)。

1 全球和我國降水格局變化

1.1 全球降水格局變化

近百年,北半球中緯度地區(qū)年降雨量整體增加,在1901—1951年為中等信度,而1951年以后達(dá)高信度,其他緯度地區(qū)年降雨量的變化趨勢為正或負(fù),其可信度低。21世紀(jì)末,在典型濃度路徑RCP 8.5情境下 (相當(dāng)于2100年時1370 ppm的CO2濃度水平),高緯度和赤道太平洋地區(qū)的年降雨量將呈上升趨勢,中緯度和亞熱帶干旱地區(qū)的年降雨量可能會減少,而中緯度濕潤地區(qū)可能會有所增加。隨著氣候變暖,全球水循環(huán)將加快,部分中緯度和熱帶濕潤地區(qū)的極端降水事件很可能變得更加頻繁和強(qiáng)烈,如暴雨、洪澇和干旱[1]。未來百年,南北半球降水差距和降水季節(jié)波動可能加大,旱季更旱,雨季更濕[28]。

1.2 我國降水格局變化

近50年,我國平均年降水量沒有表現(xiàn)出明顯的趨勢性變化,但是區(qū)域性降水變化趨勢明顯,主要表現(xiàn)在華北、西北東部、東北南部和西南部分地區(qū)降水減少,西部大部分地區(qū)降水增加[29]。另外,我國極端天氣和氣候事件發(fā)生頻率和強(qiáng)度也出現(xiàn)了變化。根據(jù)1960—2013年我國降雨觀測資料,發(fā)現(xiàn)每10年干旱天數(shù)增加3.78%,特大暴雨次數(shù)增加1.51%,小雨和中雨次數(shù)分別減少1.25%和1.14%[30]。預(yù)計21世紀(jì),我國降水整體呈上升趨勢,同時降水上升過程伴有明顯的年代際波動[31]。2016—2100年,約1.5%—3.5%的陸地面積將從濕潤區(qū)變成半干旱或半濕潤區(qū);在空間上,西北和華南的干旱化趨勢較明顯,而東北和西南地區(qū)呈弱變濕傾向;在季節(jié)上,東北、華北和西北地區(qū)以暖季變干為主,華南和西南則以冷季變干為主[32]。

2 降水格局變化下土壤氮循環(huán)的研究方法

目前,降水格局變化下土壤氮循環(huán)的研究方法主要有：長期降水固定觀測、野外降水控制實驗、自然降水梯度、室內(nèi)培養(yǎng)、模型和遙感。

(1)長期降水固定觀測,通過監(jiān)測陸地生態(tài)系統(tǒng)降水和土壤氮循環(huán)動態(tài)變化,揭示陸地生態(tài)系統(tǒng)土壤氮循環(huán)對降水的長期響應(yīng),但是該方法不能排除溫度和生物活動等其他因素的干擾[18]。

(2)野外降水控制實驗,通過模擬自然降水時間、強(qiáng)度和頻率等,運(yùn)用埋袋、離子交換樹脂、PVC頂蓋埋管法、樹脂芯、靜態(tài)箱、同位素等測定方法[27, 33],評估生態(tài)系統(tǒng)土壤氮循環(huán)過程,該方法較真實反映土壤氮循環(huán)對不同降水情景的響應(yīng),因此被廣泛使用。然而受到技術(shù)和設(shè)備條件限制,降水與其他因子交互作用研究較少,特別是森林生態(tài)系統(tǒng),如果實驗樣地面積較小,觀測時間較長,應(yīng)當(dāng)盡量減少破壞性取樣。

(3)自然降水梯度,以空間代替時間,利用自然降水梯度開展土壤氮循環(huán)研究,在揭示不同生態(tài)系統(tǒng)降水敏感性和臨界值方面提供更有價值的信息。在選擇樣地時,必須保證除了降水以外的其他條件基本一致,因此該方法不適合開展多因子交互作用研究[34- 35]。

(4)室內(nèi)培養(yǎng),通過室內(nèi)培養(yǎng)實驗,區(qū)分土壤氮轉(zhuǎn)化對溫度和濕度的敏感性,利用土壤氮礦化與土壤溫度和濕度擬合方程,對土壤氮有效性進(jìn)行評價。由于實驗處理、取樣頻率、土壤取樣、儲存和運(yùn)輸?shù)瓤赡苡绊懲寥赖臏y定結(jié)果,因此用于檢測短期土壤氮動態(tài)是有限的[17, 36]。

(5)模型,一種預(yù)測陸地生態(tài)系統(tǒng)對降水變化響應(yīng)的有效方法,土壤氮循環(huán)模型根據(jù)建模方法,分為經(jīng)驗?zāi)Ｐ秃蜋C(jī)理模型。經(jīng)驗?zāi)Ｐ?通過測定土壤氮循環(huán)過程,確定影響因子的相關(guān)參數(shù),采用曲線擬合建立方程,優(yōu)點(diǎn)是建模所需的參數(shù)較少,使用較為方便,缺點(diǎn)是受時間和空間的限制較大,無法得到廣泛應(yīng)用和推廣。機(jī)理模型,考慮了土壤氮循環(huán)容易受到氣候、土壤條件、植被類型等多種因素的影響,理論性強(qiáng),可用于土壤氮循環(huán)的長期動態(tài)觀測,缺點(diǎn)是需要大量的氣象、水文、植被和土壤等基礎(chǔ)數(shù)據(jù)作為支撐,而且要求建模者對土壤氮循環(huán)過程有深入的研究[16, 37- 39]。

(6)遙感,利用衛(wèi)星遙感影像跟蹤監(jiān)測降水變化條件下土壤氮循環(huán)的動態(tài)變化,以評估和預(yù)測降水變化對土壤氮循環(huán)的影響[18]。此方法的優(yōu)點(diǎn)是可以實現(xiàn)大尺度多點(diǎn)連續(xù)動態(tài)實時監(jiān)測,提高了監(jiān)測的時效性和準(zhǔn)確性,缺點(diǎn)是需要配備相應(yīng)的軟硬件設(shè)備,并且技術(shù)含量要求較高,目前將遙感等3S技術(shù)與土壤氮循環(huán)模型相結(jié)合已成為未來發(fā)展的趨勢。

上述方法各有優(yōu)缺點(diǎn),因此應(yīng)該根據(jù)研究目的,選擇合適的研究方法,或者采用多種方法來提高結(jié)果的可靠性和準(zhǔn)確性[17]。

3 降水對土壤氮循環(huán)的影響

3.1 降水波動對土壤氮循環(huán)的影響

土壤氮循環(huán)與降水量關(guān)系密切,年降雨量小于100mm,土壤氮循環(huán)主要由非生物因素決定;年降雨量大于100mm,生物因素的作用可能更大[40]。一般情況下,降雨量增加將提高土壤濕度,促進(jìn)無機(jī)氮淋溶、反硝化作用、植物和微生物氮吸收,加快土壤氮礦化速率,降低土壤無機(jī)氮含量;相反降水減少將導(dǎo)致土壤濕度下降,抑制植物和微生物活動,降低土壤氮礦化速率和N2O排放,提高土壤無機(jī)氮含量[41- 42]。然而,另外一些研究表明,降水并不會顯著影響土壤氮礦化速率,有些因為土壤微生物對適度干旱具有一定的抵抗力[43- 44];或者地上凈初級生產(chǎn)力和植物氮吸收未受影響[45];或者因為土壤凈氮礦化速率和凈硝化速率的溫度敏感性 (Q10) 下降[46]。

3.2 干旱對土壤氮循環(huán)的影響

21世紀(jì)干旱強(qiáng)度、頻率和范圍將進(jìn)一步擴(kuò)大,如果干旱恢復(fù)時間小于干旱發(fā)生間隔,將導(dǎo)致陸地生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力持續(xù)下降[50]。根據(jù)干旱產(chǎn)生原因分為：季節(jié)性干旱、極端干旱和實驗性干旱[18]?；谝酝囊巴飧珊的M實驗,總結(jié)歸納出三方面的研究內(nèi)容,即土壤氮庫、N2O排放和氮碳磷耦合效應(yīng)對干旱的響應(yīng)。

土壤氮庫對干旱的響應(yīng)主要受干旱強(qiáng)度和干旱間隔時間的影響。去除降水100%兩年,受土壤水分?jǐn)U散的影響,植物和微生物對氮素的吸收減少,美國橡樹 (Quercussp.) 和松樹 (Pinussp.) 混交林單位土壤有機(jī)質(zhì)的氨態(tài)氮含量明顯升高,從84 μg/g增加到640 μg/g[48]。然而,改變干旱間隔時間 (每7 d和21 d澆水1次) 并未改變栓皮櫟 (Quercussuber) 土壤氨態(tài)氮和硝態(tài)氮含量,一方面是因為林下植物產(chǎn)量及其對氮素需求未受干旱間隔時間的影響,另一方面是因為土壤氨態(tài)氮受土壤濕度的影響較小[45]。

干旱會抑制土壤N2O的產(chǎn)生和排放,但是抑制程度存在很大的空間異質(zhì)性和樹種差異[51]。夏季干旱處理3個月不同程度地減少了熱帶森林 (山脊、山坡和山谷) 的土壤濕度和交換磷含量,從而降低了土壤N2O凈排放[52]。Meier等[53]采用人工氣候培養(yǎng)箱對歐洲槭樹 (Acerpseudoplatanus)、山毛櫸 (Fagussylvatica)、椴樹 (Tiliacordata) 和白蠟樹 (Fraxinusexcelsior) 4個樹種進(jìn)行7周夏季干旱處理,亦發(fā)現(xiàn)夏季干旱顯著抑制土壤N2O排放,然而由于樹種之間土壤溫濕度、細(xì)根產(chǎn)量、菌根類型、葉面積和葉片光合速率不同,使土壤N2O排放受干旱抑制程度有所差異。

干旱條件下碳氮磷循環(huán)容易發(fā)生解耦合,從而影響生態(tài)環(huán)境和生產(chǎn)力。如Evans和Burke[54]在美國草地進(jìn)行11年夏季干旱處理,發(fā)現(xiàn)土壤無機(jī)氮含量比對照提高了5倍,但是受到土壤水分限制,地上、地下部分生物量、土壤CO2排放均顯著低于對照,表明碳氮循環(huán)發(fā)生了解耦合。同樣,Fry等[55]發(fā)現(xiàn)英國草地碳氮磷循環(huán)發(fā)生了解耦合,因為延長夏季干旱提高土壤氮磷含量,而冬季增雨補(bǔ)充了土壤水分,夏季干旱對生態(tài)系統(tǒng)凈CO2交換量和光合速率無影響。Dijkstra等[56]亦發(fā)現(xiàn)澳大利亞草原植物氮吸收對干旱的敏感性大于微生物氮吸收,而植物磷吸收對干旱敏感性則小于微生物磷吸收,表明氮磷循環(huán)發(fā)生了解耦合。近年來,碳氮磷水循環(huán)耦合過程及其相互作用已經(jīng)成為生態(tài)學(xué)研究的重點(diǎn)方向之一,然而降水變化下森林生態(tài)系統(tǒng)的碳氮磷水循環(huán)耦合作用機(jī)制研究相對缺乏,因此這方面有待加強(qiáng)。

3.3 干濕交替對土壤氮循環(huán)的影響

干濕交替是一種土壤和水文熱力學(xué)短期過渡現(xiàn)象,濕潤—干旱—再濕潤反復(fù)循環(huán)過程,再潤濕和解凍事件是由當(dāng)?shù)氐臍夂驐l件、地形、排水、植被類型和土壤熱性質(zhì)決定的[57]。干濕交替通過影響土壤團(tuán)聚體結(jié)構(gòu)和土壤脹縮性、土壤微生物活性和群落,從而對土壤氮礦化和氮損失產(chǎn)生影響。

土壤氮素的礦化方面,與恒濕處理相比,干濕交替 (采用室內(nèi)培養(yǎng),每7 d或14 d澆水1次,共72 d) 降低了北美4個不同降水梯度草地土壤凈氮礦化速率,但提高了土壤微生物氮的吸收[58]。在半干旱地區(qū)樟子松人工林,干濕交替下 (采用室內(nèi)培養(yǎng),每5 d或10 d澆水1次,共20 d) 土壤硝態(tài)氮含量顯著小于恒濕處理,而其土壤硝態(tài)氮含量和凈硝化速率顯著高于恒干處理;干濕交替結(jié)束后 (復(fù)水10 d),不同處理之間土壤凈硝化速率則無顯著差異[59]。

在土壤氮損失方面,Kim等[57]分析了1956—2011年陸地生態(tài)系統(tǒng)土壤溫室氣體排放通量對干濕交替的響應(yīng),包括野外和實驗室的觀測數(shù)據(jù),研究表明土壤N2O和NO排放在干旱時期呈下降趨勢,覆水后土壤微生物代謝隨著土壤水有效性增加而增加,使土壤N2O和NO排放反而升高。與4周干旱后覆水處理相比,8周干旱后覆水處理顯著增加了歐洲山毛櫸 (Fagussylvatica) 土壤硝態(tài)氮和可溶性有機(jī)氮的淋洗[60]。以往的研究結(jié)果發(fā)現(xiàn),干濕交替條件下土壤氮礦化和氮損失均呈現(xiàn)出“增加-減少-增加”的變化規(guī)律,然而干季和濕季交替變化的研究案例大部分是短期的實驗,對理解長期的干濕交替變化十分有限。

4 降水與其他因子的交互作用對土壤氮循環(huán)的影響

4.1 降水與溫度的交互作用對土壤氮循環(huán)的影響

全球氣候變化導(dǎo)致降水格局發(fā)生變化,同時引起全球氣溫上升[1]。降水和溫度的交互作用顯著影響土壤理化性質(zhì)和生物過程,從而影響土壤氮循環(huán),特別對土壤氮轉(zhuǎn)化、氮含量和氮損失的影響,主要分增溫條件下增雨和減雨兩種情形。

增溫條件下增雨,Schaeffer等[33]對格陵蘭高寒極地苔原生態(tài)系統(tǒng)進(jìn)行增溫4℃、增加夏季降水量、增溫4℃且增加夏季降水量等處理,7年后增溫和夏季增雨處理導(dǎo)致表層土壤凈硝化速率和硝態(tài)氮淋溶顯著增加,而土壤總有機(jī)氮含量明顯下降,表明未來增溫和夏季增雨將加劇高寒極地苔原生態(tài)系統(tǒng)土壤氮損失。增溫和增雨分別導(dǎo)致美國賓夕法尼亞州采伐后森林無機(jī)氮淋溶和土壤N2O排放增加,而氮損失的形式和數(shù)量主要取決于該地區(qū)未來是否增溫、增雨、或兩者兼有[61]。Brown等[62]在美國草地開展增溫、增雨、CO2升高和施氮4因素實驗,發(fā)現(xiàn)增雨顯著增加了土壤濕度和可利用碳含量,引起反硝化作用增加,進(jìn)而促進(jìn)了土壤N2O排放,特別是在施氮和增溫情況下?？傊?在增溫和增雨條件下由于土壤礦化、反硝化和淋溶作用的增強(qiáng),導(dǎo)致氮損失趨于增加。

增溫條件下減雨,增溫、CO2升高和夏季干旱將導(dǎo)致丹麥荒原土壤氮有效性降低,而且三者之間存在交互作用[63]。但是,Auyeung等[46]發(fā)現(xiàn)增溫和干旱幾乎對美國棄耕地土壤氮礦化無影響,表明增溫和干旱不存在交互作用,這是因為增溫和干旱降低了土壤氮礦化對溫度的敏感性Q10。草地生態(tài)系統(tǒng)土壤氮對增溫和減雨的抗性隨著植物覆蓋度的增加而增加[64]。蛋白水解酶參與土壤有機(jī)質(zhì)釋放氨基酸,是土壤氮內(nèi)循環(huán)的主要驅(qū)動力。Brzostek等[65]從16個全球控制降水和溫度實驗采集土壤,發(fā)現(xiàn)增溫和減雨提高了溫帶和寒帶森林、北極苔原土壤蛋白水解酶活性,但抑制了干旱草地的土壤蛋白水解酶活性,可能因為對于濕潤寒冷生態(tài)系統(tǒng)土壤溫度對氮循環(huán)的重要限制因子微生物起主要作用,而對于干旱溫暖生態(tài)系統(tǒng)土壤濕度則起主要作用[66- 67]。

4.2 降水與氮沉降的交互作用對土壤氮循環(huán)的影響

降水和氮素是決定生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力的關(guān)鍵因素,降水、氮素及其交互作用顯著影響土壤氮礦化、氮損失和植物氮利用等土壤氮循環(huán)過程。將降水與氮沉降的交互作用對土壤氮循環(huán)的影響分為三種情形：干旱和施氮、增雨和施氮、以及干濕交替和施氮。

干旱和施氮,Hartmann等[68]研究發(fā)現(xiàn)施牛糞或硝酸銨促進(jìn)N2O排放,而干旱條件下施氮導(dǎo)致植物氮吸收、硝化和反硝化作用下降,從而使土壤無機(jī)氮濃度升高。相反,增雨和施氮 (硝酸銨或尿素) 的交互效應(yīng)對內(nèi)蒙古貝加爾針茅草甸土壤銨態(tài)氮含量有明顯的促進(jìn)作用,其中水分是影響土壤銨態(tài)氮和凈氨化速率的主要因子,而氮素是影響土壤硝態(tài)氮和土壤凈硝化速率的關(guān)鍵因子[69]。

干濕交替通常導(dǎo)致土壤氮礦化速率降低和氮損失增加,然而在施氮情況下氮損失可能會有所降低。Morillas等[70]研究發(fā)現(xiàn),增加干濕交替頻率使美國橡樹混交林 (Quercusrubra和Quercusprinus) 土壤硝態(tài)氮、凈硝化潛力和N2O排放顯著降低,而土壤銨態(tài)氮和無機(jī)氮含量升高,添加硝酸銨的土壤對干濕交替的適應(yīng)能力明顯增強(qiáng)。馬鋼[71]研究表明,高寒草甸土壤銨態(tài)氮損失速度隨著干濕交替過程中干旱程度加大而加快,適宜含水量有利于硝化作用,添加硝酸銨顯著提高高寒草甸土壤N2O排放,施氮并且經(jīng)歷干濕交替則降低N2O排放。上述研究表明,降水與溫度、降水與氮沉降交互作用對土壤氮循環(huán)的影響均與降水變化類型有關(guān),針對不同地區(qū)的降水變化特點(diǎn)科學(xué)合理的設(shè)計降水實驗,對于揭示降水與其他因子的交互作用十分重要。

5 結(jié)語與展望

隨著全球降水格局發(fā)生變化,研究降水變化對土壤氮循環(huán)的影響,對在全球氣候變化下科學(xué)經(jīng)營和管理生態(tài)系統(tǒng)養(yǎng)分循環(huán),維持生態(tài)系統(tǒng)健康和穩(wěn)定性具有重要意義?；谀壳暗难芯烤C述,土壤氮循環(huán)對降水變化的響應(yīng)研究主要存在3方面不足：野外降水控制實驗觀測時間較短、碳氮磷水耦合過程及其作用機(jī)制研究不夠深入、不同生態(tài)系統(tǒng)的多因子交互作用研究相對缺乏,今后應(yīng)重點(diǎn)開展以下3方面研究：

(1)加強(qiáng)長期固定降水控制實驗。與溫度連續(xù)性變化不同,降水變化更加復(fù)雜,各地區(qū)降雨量、強(qiáng)度和頻率呈現(xiàn)不同特點(diǎn),陸地生態(tài)系統(tǒng)對降水的響應(yīng)是一個長期過程,然而大部分野外控制實驗時間小于10年,因此延長觀測時間,根據(jù)長期數(shù)據(jù)完善模型提高預(yù)測陸地生態(tài)系統(tǒng)對降水響應(yīng)的準(zhǔn)確性[26]。

(2)重視植物-土壤-大氣體系中碳氮磷水耦合機(jī)制研究。在陸地生態(tài)系統(tǒng)中碳氮磷水存在耦合效應(yīng)[72],降水通過改變土壤氮循環(huán)間接影響陸地生態(tài)系統(tǒng)的固碳能力,而碳氮磷循環(huán)在干旱條件下易發(fā)生解耦合[7],其作用機(jī)制尚不清楚,特別是森林生態(tài)系統(tǒng),因此加強(qiáng)這方面研究為相關(guān)模型驗證提供數(shù)據(jù)支撐。

(3)開展不同生態(tài)系統(tǒng)多因子交互作用研究。以往大多數(shù)研究只考慮了降水、溫度、氮沉降和CO2等單一因素,忽略了兩個及以上因素的交互作用對土壤氮循環(huán)的影響[25],造成結(jié)果高估,因而開展兩個以上氣象因子交互作用研究,并針對不同地區(qū)的降水變化特點(diǎn)進(jìn)行合理的實驗設(shè)計,有助于提高人們對于生態(tài)系統(tǒng)對氣候變化響應(yīng)機(jī)制的認(rèn)識。