氨（NH₃）是大气中主要的碱性气体，也是大气活性氮的重要组成部分^[1]，在大气化学和土壤氮循环中起着关键作用^[2]。研究表明，NH₃极易与大气中的酸性物质（HNO₃、H₂SO₄等）结合生成硫酸铵、硝酸铵等大气颗粒态铵盐气溶胶，是大气PM_2.5形成的重要前体物^[3-4]，会降低空气质量并严重危害人类健康^[5]。农业源对大气NH₃的贡献较大^[6]，以往的研究表明，我国农业源NH₃排放贡献率达到80%~90%，其中农田施氮导致的NH₃挥发是重要的排放源之一，占农业源排放的40%^[7-8]。因此，明确和量化农田系统对大气NH₃的贡献是合理减排的基础。

随着同位素技术的发展，氮稳定同位素技术被应用于解析不同NH₃排放源对大气NH₃的贡献，其原理是不同源表现出特定的氮同位素自然丰度特征（δ¹⁵N-NH₃），从而可以利用δ¹⁵N-NH₃值的差异解析各个来源的贡献^[9-10]。Pan等^[11]和Felix等^[12]研究发现，挥发性肥料和禽畜排泄物中排放的NH₃具有较低的δ¹⁵N值，可以与化石燃料燃烧排放的NH₃区分开。Elliott等^[13]进一步总结表明，农田NH₃挥发的δ¹⁵N-NH₃值为–46‰±5‰，远远低于化石燃料（–6‰）、人类生活废弃物（–38.4‰）及海洋排放（–8‰）等其他源。因此，可以利用农田NH₃挥发与其他排放源δ¹⁵N-NH₃值的差异进行大气NH₃溯源。

但是当前由于实测数据的缺乏，大多溯源研究无论在时间还是空间尺度上，均使用固定的同位素值定量农田挥发对大气NH₃的贡献。然而，农田氮素循环过程极其复杂，NH₃挥发过程也是由物理化学、微生物等作用共同作用。此外，农田土壤NH₃挥发过程也会受到土壤性质、施氮水平和外界温度等因素的影响^[14-15]，其直接或间接地导致NH₃挥发的δ¹⁵N-NH₃值存在较大的变化。例如，随着氮输入的增加，土壤NH₃排放量呈指数级增加^[16]；Ti等^[17]通过培养试验表明，不同施肥水平下农田土壤NH₃挥发的δ¹⁵N-NH₃值差异显著，施肥水平越高其δ¹⁵N-NH₃值越低。Cejudo和Schiff^[18]指出土壤pH越高，¹⁴N更易于挥发出来而形成富集，导致挥发的δ¹⁵N值越低。同时，温度与δ¹⁵N-NH₃值负相关^[19-20]。此外，由于¹⁴N比¹⁵N更易挥发出来的特点，土壤NH₃挥发的过程存在同位素分馏效应，使得δ¹⁵N-NH₃值变化较大^[21]。研究显示，草地生态系统中添加氮肥后，土壤NH₃挥发过程的δ¹⁵N值随时间推移最终呈现富集趋势^[22-23]。因此，农田土壤NH₃挥发过程中δ¹⁵N-NH₃值影响因素较多，在时间或空间尺度上都会存在一定的变化，需要进一步深入研究不同地区、不同土壤性质条件下，其δ¹⁵N-NH₃值的特征及影响因素。

我国农田NH₃挥发中旱地土壤所占比例较大^[24]，因此本研究选取旱地土壤为研究对象，具体研究：1）我国不同区域旱地土壤NH₃挥发δ¹⁵N值的特征；2）我国不同区域旱地土壤NH₃挥发过程δ¹⁵N值的影响因素及其变化规律，以期为进一步提高大气NH₃溯源解析的准确性和精度提供科学支撑。

1 材料与方法 1.1 供试土壤

选取我国4个地区旱地土壤为研究对象（图 1），分别为东北地区辽宁北票褐土（41°57′ N，120°36′ E）、中部地区河南新乡潮土（35°60′ N，113°56′ E）、华北地区河北唐山潮褐土（39°47′ N，118°0′ E）和高原地区西藏林芝棕壤（29°34′ N，94°25′ E），种植作物为玉米、小麦、玉米和油菜。土壤样品采集主要集中于2020年9月上旬至10月中旬，选取地形一致、施肥耕作措施和作物生长状况基本相同的典型样地，采集0~20 cm耕层土壤，带回实验室经自然风干后，手工去除肉眼可见的杂质（作物根系和石块等），研磨并过2 mm筛后充分混匀，储存至室温下备用。不同地区土壤的基本理化性质见表 1。

1.2 试验设计

利用海绵吸收法，在可控条件下进行NH₃挥发室内培养试验。选取上述4个不同区域旱地土壤，分别称取20 g风干土加入500 mL塑料培养瓶中（直径8.5 cm），并轻摇铺平，为模拟野外情况，除空白外，设置肥料添加实验，氮肥施用量12.67 mg尿素，相当于施N180 kg·hm^–2，用注射器均匀施入土壤中，并用去离子水将土壤水分调节至60%质量含水量。每个处理重复3次，本试验中施入的尿素δ¹⁵N值为–3.6‰±0.1‰。培养瓶的颈部放入直径5.5 cm、厚1 cm的圆形海绵，以捕获瓶中土壤挥发出的NH₃。海绵内含3 mL 0.3 mol·L^–1 H₂SO₄吸收液，保证培养过程中土壤挥发出的NH₃被完全吸收。瓶盖打直径1.4 cm的小孔，将直径1.4 cm的硬质橡胶管塞入孔中，含H₂SO₄吸收液的小海绵用镊子塞入橡胶孔中，防止外部空气进入培养瓶中影响试验，且每天更换一次小海绵。

同时将培养瓶放置于恒温恒湿培养箱中，设置温度为25±3℃、湿度为95%，连续培养15天，并分别于第1、2、3、4、5、6和15天对培养后的土壤和海绵进行采样。培养过程中进行非破坏式采样，即一开始就将整个培养过程的取样次数考虑在内，并设置相应重复。每次采样后，将吸收NH₃的海绵浸入50 mL 1 mol·L^–1 KCl溶液中200 r·min^–1浸提2.5 h之后用Whatman 42（2.5 μm）滤纸过滤，用Skalar San++流动分析仪（Breda，荷兰）测定滤液的$ {\text{NH}}_4^ + $-N和$ {\text{NO}}_3^ - $-N浓度。其中NH₃挥发累积量（F_n，kg·hm^–2）、NH₃挥发速率（F_r，kg·hm^–2·d^–1）分别用式（1）和式（2）计算：

$ {F_n} = \frac{{C \times V \times 180 \times {{10}^{ - 3}}}}{{29.146}} $

(1)

$ {F_r} = {F_n} - {F_{n - 1}} $

(2)

式中，C为海绵浸提液中$ {\text{NH}}_4^ + $-N浓度（mg·L^–1），V为浸提液中溶液体积（mL），29.146为转换系数，180为施氮量，n为培养天数。

1.3 土壤理化性质测定

将培养瓶中的土壤搅拌均匀，称取5 g新鲜土加入50 mL 2 mol·L^–1 KCL溶液中，置于25℃ 200 r·min^–1摇床中震荡1 h，定量滤纸过滤后用Skalar San++连续流动分析仪测定土壤的$ {\text{NH}}_4^ + $-N和$ {\text{NO}}_3^ - $-N浓度。土壤pH采用电位法测定，按水：土=2.5：1浸提土样后用pH计（FE20，Mettler-Toledo，USA）测定；土壤质地和阳离子交换量分别使用激光衍射粒度分析法和EDTA-乙酸铵盐交换法测定；土壤TN使用半微量凯氏法测定。

1.4 NH₃挥发过程δ¹⁵N的测定

被海绵捕获的NH₃以及土壤溶液中$ {\text{NH}}_4^ + $-N的δ¹⁵N值采用化学转换法测定^[25]。首先通过NaBrO将样品中的$ {\text{NH}}_4^ + $氧化为$ {\text{NO}}_2^ - $，然后在强酸条件下，通过NH₂OH将$ {\text{NO}}_2^ - $转化为N₂O。N₂O气体中的两个氮原子分别来自NH₂OH和样品NH_X中，其δ¹⁵N换算曲线的理论斜率应为0.5。生成的N₂O可通过同位素质谱仪（Isoprime 100，Isoprime，UK）进行分析，利用转化生成气体的δ¹⁵N-N₂O可以反推出底物δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $。样品中NH_X同位素自然丰度可通过以下公式计算：

$ {\delta ^{15}}{\text{N}} - {\text{N}}{{\text{H}}_{\text{x}}}(‰) = \frac{{(15{\text{N}}/14{\text{N}})\text{sample} - (15{\text{N}}/14{\text{N}})\text{standard}}}{{(15{\text{N}}/14{\text{N}})\text{standard}}} $

(3)

试验中选择USGS-25（−30.4‰）、USGS-26（+53.7‰）和IAEA-N-1（+0.4‰）作为同位素标准值进行质量控制。

1.5 数据处理与分析

试验所有数据用Microsoft Excel 2016软件整理，图表所列数据用相应处理3次重复的平均值（mean）和标准差（SD）来表示。各处理间的统计学差异均采用单因素方差分析（ANOVA）和最小显著性差异法（LSD）进行检验，采用非线性曲线拟合分析方法研究了土壤pH、NH₃挥发速率和累积量及土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值与δ¹⁵N-NH₃值之间的关系（P < 0.05，P < 0.01）。所有数据运用IBM SPSS Statistics 26进行统计分析，运用Origin 2018进行绘图。

2 结果 2.1 土壤理化性质及氮同位素自然丰度值的变化

不同区域旱地土壤NH₃挥发过程中土壤性质随时间动态变化的规律见图 1。整个试验过程中，土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量均呈现先急剧上升、之后缓慢下降的趋势（图 1a）。新乡土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量第1天迅速升高，达到峰值后急剧降低，峰值为（199.2±2.1）mg·kg^–1；北票和唐山土壤均在第2天达到峰值，分别为（75.1±3.2）mg·kg^–1和（145.7±0.6）mg·kg^–1；林芝土壤则持续上升至第5天才达到峰值，为（156.9±2.4）mg·kg^–1。试验的第15天，土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量均下降到较低水平，北票、新乡、唐山和林芝土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量分别为（4.6±0.3）mg·kg^–1、（0.49±0.04）mg·kg^–1、（5.1±0.3）mg·kg^–1和（47.1±6.1）mg·kg^–1。在试验的培养过程中，土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量均值水平表现为：林芝 > 唐山 > 新乡 > 北票，且林芝和唐山土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N水平显著高于北票和新乡（P < 0.05）。

随培养时间的增加，北票、唐山和林芝的土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N含量均呈持续升高的趋势，新乡土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N含量急剧升高至第5天，之后缓慢下降（图 1b）。第15天，北票、新乡、唐山和林芝土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N含量分别为（103.4±6.2）mg·kg^–1、（257.5±7.0）mg·kg^–1、（186.3±9.6）mg·kg^–1和（195.7±1.3）mg·kg^–1。试验培养过程中，新乡的土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N含量显著高于北票、唐山和林芝（P < 0.01），林芝的土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N含量显著高于北票（P < 0.05），而唐山的土壤$ {\text{NO}}_3^ - $-N浓度与北票、林芝之间差异不显著。

土壤pH的变化规律与土壤$ {\text{NH}}_4^ + $-N含量的变化规律相似，均为先升高再降低的趋势（图 1c）。施入尿素后的第1天，各土壤pH较初始值均不同程度升高，北票、新乡和唐山土壤的pH在第一天达到峰值，分别为7.98±0.03、8.42±0.05、7.77±0.03，之后随着时间的推移缓慢降低；而林芝土壤的pH则持续升高至第4天才达到峰值，为7.20±0.03，培养过程中土壤pH均值水平总体表现为：新乡 > 北票 > 唐山 > 林芝。试验第15天，四个区域的土壤pH均降低到较低水平，低于初始pH，分别为6.37±0.11、7.85±0.01、5.48±0.02和5.25±0.06，添加尿素后土壤NH₃挥发过程导致了土壤的酸化。在本试验的培养过程中，新乡的土壤pH值显著高于唐山和林芝（P < 0.05），北票的土壤pH显著高于林芝（P < 0.05），而唐山的土壤pH与北票、林芝差异不显著。

除新乡外，北票、唐山和林芝土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值随培养时间持续升高。而新乡土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值呈现先升高再降低，随着培养时间推移又升高的趋势（图 2）。试验第1天，北票、新乡、唐山和林芝土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值分别为–6.71‰±0.37‰、5.78‰± 0.16‰、–2.02‰±0.97‰、–5.44‰±0.95‰，第15天时，土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值分别为37.70‰±4.38‰、28.82‰±0.67‰、59.12‰±5.76‰、29.72‰±1.19‰。这表明在NH₃挥发过程中出现了氮同位素分馏效应，¹⁵N随培养时间在土壤中富集。在本试验的15天培养期内，土壤δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值的变化范围分别为–6.71‰±0.37‰至37.70‰±4.38‰、–5.58‰±0.73‰至28.82‰±0.67‰、–2.02‰±0.97‰至59.12‰± 5.76‰、–5.44‰±0.95‰至29.72‰±1.19‰。

2.2 土壤NH₃挥发速率及累积量的变化

不同区域旱地土壤NH₃挥发速率随培养时间的推移呈现先增高再降低的趋势（图 3a）。添加尿素后，北票、新乡、唐山和林芝土壤NH₃挥发速率的峰值分别于第4天、第1天、第3天和第4天出现，试验第15天NH₃挥发速率基本接近0。不同区域旱地土壤的NH₃挥发累积量随着15 d培养时间的推移稳步增加（图 3b）。试验第15天时，北票、新乡、唐山和林芝土壤的NH₃挥发N累积损失量分别为（1.51±0.06）kg·hm^–2、（6.56±0.16）kg·hm^–2、（1.45± 0.02）kg·hm^–2和（4.67±0.10）kg·hm^–2。在整个培养期间内，新乡和林芝土壤的NH₃挥发累积损失量显著高于北票和唐山（P < 0.05），且新乡土壤NH₃挥发累积量显著高于林芝（P < 0.01），北票与唐山土壤NH₃挥发累积量差异不显著。

2.3 土壤NH₃挥发过程同位素δ¹⁵N特征

不同区域旱地土壤NH₃挥发过程同位素δ¹⁵N值的特征不同（图 4）。随着土壤NH₃挥发的进行，北票、唐山和林芝土壤δ¹⁵N值先迅速降低，之后随培养时间推移缓慢升高；而新乡土壤δ¹⁵N值则在培养第1天达到最低，之后随培养时间持续缓慢升高。在整个试验过程中，北票、新乡、唐山和林芝土壤的δ¹⁵N-NH₃值变化范围为–26.14‰~–5.57‰、–31.92‰~–26.31‰、–24.41‰~–3.11‰和–29.17‰~–2.20‰，土壤NH₃挥发过程δ¹⁵N的平均值分别为–21.74‰、–29.31‰、–19.82‰和–23.25‰（图 5），整个培养期间内均值水平由低到高依次为新乡、林芝、北票、唐山。分析表明，新乡的δ¹⁵N-NH₃值显著高于北票和唐山（P < 0.01），林芝的δ¹⁵N-NH₃值显著高于唐山（P < 0.01）。

3 讨论 3.1 土壤NH₃过程中δ¹⁵N值特征

尽管氮稳定同位素技术在大气NH₃溯源研究中取得了一定的进展，但是不同区域旱地土壤NH₃挥发全过程中δ¹⁵N值变化特征的研究仍比较缺乏。Felix等^[12]、Bateman和Kelly^[26]使用被动采集方法量化了大气NH₃主要排放源的δ¹⁵N-NH₃值，其在美国的田间试验结果显示，两次单独施用135 kg·hm^–2尿素-氨-硝酸盐肥料后，捕获的玉米地NH₃挥发δ¹⁵N-NH₃值的范围在–48.0‰~–36.3‰之间；而Chang等^[27]在复旦大学的实验室捕获化肥挥发后产生的NH₃并测定其δ¹⁵N-NH₃值，范围处于–52.0‰~–47.6‰之间，低于Felix测定的δ¹⁵N-NH₃值；Ti等^[17]通过室内培养试验得到不同施氮水平下水稻土的NH₃挥发δ¹⁵N-NH₃值为–40.6‰~–26.0‰，相较于Felix和Chang的研究结果其δ¹⁵N-NH₃值更高。本试验结果显示不同区域旱地土壤NH₃挥发的δ¹⁵N-NH₃值差异较大，四个地区农田源的平均δ¹⁵N-NH₃值区间为–29.31‰（新乡）~–19.82‰（唐山），而Elliott等^[13]总结表明农田挥发性肥料的δ¹⁵N-NH₃平均值为–46±5‰，低于本试验的研究结果，这可能是由于采样方法的不同或者土壤性质、施肥方式、施肥量等造成的。例如，本试验使用主动采样法，而Felix和Chang的研究均使用被动采样器，由于¹⁴N扩散速率较快，更多的¹⁴NH₃吸附到被动采样膜上，可能会导致被动采样法较主动采样法测定结果偏低^[28]。此外，由于氮肥的施用农田NH₃排放存在一定的周期性且δ¹⁵N值时间变化特征明显^[29]，因此随着施肥后时间的推移，4个区域的土壤整个NH₃挥发过程中δ¹⁵N值均存在较大的差别。

3.2 影响NH₃挥发及其δ¹⁵N值的因素

农田NH₃挥发过程受土壤性质、温度、施氮量等多种因素的影响，其直接或间接地影响δ¹⁵N-NH₃值的变化^[30-31]。我国土壤资源丰富，不同地区土壤性质变化较大，因此NH₃挥发也存在较大差别^[32]。目前对于我国不同地区的农田NH₃挥发过程δ¹⁵N值的影响因素研究严重不足，揭示δ¹⁵N值变化的影响因素对于明确其规律进而指导减排有至关重要的作用。

土壤pH是调控土壤液相中$ {\text{NH}}_4^ + $-NH₃转化反应体系的主导因子，pH与土壤液相中$ {\text{NH}}_4^ + $-N浓度呈正相关关系，NH₃挥发潜力也随之变大^[33]。Wu等^[34]研究证明，在半干旱草原上，土壤pH是影响δ¹⁵N-NH₃值的关键因素，较高的pH通过NH₃挥发加速氮素气态流失。此外，Ti等^[17，19]通过田间试验和室内培养试验，观察到土壤δ¹⁵N-NH₃值和NH₃挥发速率具有极显著的负相关，与pH也呈现极显著负相关，即土壤pH越高δ¹⁵N-NH₃值越低，这与本试验的结果一致（图 6a）。根据研究结果，新乡的土壤pH最高，NH₃挥发速率和累积损失量最高且伴随着最低的δ¹⁵N-NH₃值；但林芝的土壤pH较低，NH₃挥发速率和累积量却仍然表现出较高的水平，并伴随着较低的δ¹⁵N-NH₃值，这可能是因为林芝的土壤质地更加疏松通透性较好，更利于NH₃向空气中挥发，且对$ {\text{NH}}_4^ + $的吸附作用较弱，有效增强了土壤液相中$ {\text{NH}}_4^ + $-NH₃转化作用^[33]。土壤液相中的阳离子对$ {\text{NH}}_4^ + $有吸附和解吸作用^[35]，本试验中北票和唐山的土壤CEC含量高，阳离子抑制了土壤中$ {\text{NH}}_4^ + $向NH₃转化的过程，而林芝土壤恰恰相反，低CEC含量伴随着更迅速的$ {\text{NH}}_4^ + $-NH₃转化体系。因此，各影响因子共同耦合作用调控了不同区域旱地土壤NH₃挥发过程δ¹⁵N-NH₃值的变化规律。

由于分子扩散等物理化学反应，土壤NH₃挥发是氮素循环中关键的同位素高度分馏过程，且分馏过程及其控制因素较复杂^[36]。肥料的初始δ¹⁵N值、微生物数量与其他因素（温度、pH、阳离子交换量等）会通过影响NH₃挥发过程的同位素动力学分馏速率，造成δ¹⁵N-NH₃值的差异^[37]。有研究显示，牛粪堆肥过程中，发生了显著的氮同位素分馏，且与NH₃挥发相关的同位素分馏系数在N循环中最高^[38]。土壤中添加高浓度尿素后快速水解，氮素以NH₃的形式向空气挥发，¹⁴N由于质量较轻而优先挥发出来，捕获的NH₃同位素值普遍偏负，而¹⁵N则更多地富集在土壤中导致土壤的δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值偏正^[39]。Frank等^[22]在草地土壤中添加模拟尿液的试验表明，标准酸捕获到NH₃的δ¹⁵N-NH₃值从–28‰（第1天）升高至–0.3‰（第10天），且随着时间推移，模拟尿液增加了土壤和植物中的δ¹⁵N值，导致土壤-植物系统¹⁵N富集，阮超越等^[40]研究杉木人工林土壤表明，添加凋落物后土壤δ¹⁵N丰度值显著升高，反映了土壤中可能发生了氮素的损失或转移。本试验也得到同样的结果，北票、唐山和林芝土壤中残留$ {\text{NH}}_4^ + $的δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值随时间推移而增高，这可能是NH₃挥发过程中同位素分馏机制导致的^[41]，而新乡土壤残留$ {\text{NH}}_4^ + $的δ¹⁵N-$ {\text{NH}}_4^ + $值在培养期间出现一个降低的过程，这可能是土壤的硝化作用造成的。此外，NH₃挥发速率和累积损失量越高，¹⁴N较¹⁵N更快的向空气扩散，因此捕获到的δ¹⁵N-NH₃值越低。本试验通过非线性拟合也得到了同样的结果，土壤NH₃挥发速率和累计损失量与δ¹⁵N-NH₃值呈显著的负相关（图 6b、图 6c）。Denk等^[42]研究表明，土壤NH₃挥发的同位素分馏过程会受硝化作用、反硝化作用、微生物调控和作物吸收等多种因素的影响。研究结果显示，土壤NH₃挥发过程中捕获NH₃的δ¹⁵N值与土壤中残留$ {\text{NH}}_4^ + $的δ¹⁵N值并未达到同位素平衡，可能是因为土壤NH₃挥发过程中发生了同位素分馏效应。

3.3 δ¹⁵N-NH₃值的应用前景与限制

土壤N循环过程中，不同的氮输入源具有不同的氮同位素自然丰度特征^[36]。已有研究发现，大气NH₃的农业源与非农业源的¹⁵N同位素特征值存在较大的差异。如Savard等^[43]使用主动膜采样法发现农业源的δ¹⁵N-NH₃值（农田源：–31.3‰，禽畜养殖：–15.3‰）低于非农业源（汽车源：–14.9‰，化石燃料：–15.1‰）。此外，由于土壤液相中$ {\text{NH}}_4^ + $-NH₃转化体系的同位素平衡效应以及NH₃挥发过程中的同位素动力学分馏^[41，44]，土壤NH₃挥发过程的δ¹⁵N-NH₃值显著低于土壤和尿素背景值，如本试验中尿素δ¹⁵N为–3.6±0.1‰。因此，农田NH₃挥发的同位素δ¹⁵N值可以作为追踪农田源NH₃排放的重要工具，目前国内外已经有少数学者利用氮稳定同位素技术解析大气环境中NH₃的来源以及动态变化规律，并取得初步的成果^[11-12，38]。农田NH₃挥发δ¹⁵N值也可为大气活性氮的转化和循环机制提供新的研究前景，并有助于探索多个NH₃排放源对跨区域、种植模式和陆地沉降的贡献^[13]。

本试验研究了不同区域旱地土壤δ¹⁵N-NH₃的特征及影响因素，但其他条件如温度、水分和肥料类型等都会影响δ¹⁵N-NH₃值，全面定量溯源大气NH₃排放还需要大量的数据支撑；同时本试验是在室内受控条件下开展的，暂时没有考虑作物吸收的影响，与野外田间种植系统存在一定的差别，下一步研究拟选取我国更多不同地区、不同性质的土壤，将室内培养和野外田间试验相结合，进一步量化不同土壤类型δ¹⁵N值变化规律，以期提高大气NH₃源解析的精度并为大气污染治理提供更详细的理论依据。

4 结论

通过室内培养试验明确了我国4个不同地区旱地土壤NH₃挥发过程δ¹⁵N值的特征，δ¹⁵N均值由低到高依次为河南新乡、西藏林芝、辽宁北票、河北唐山。河南新乡δ¹⁵N-NH₃值随培养时间推移持续升高，而辽宁北票、河北唐山和西藏林芝δ¹⁵N-NH₃值表现出培养前期迅速下降，随培养时间推移缓慢上升的趋势。土壤NH₃挥发过程δ¹⁵N值低于土壤中残留$ {\text{NH}}_4^ + $的δ¹⁵N值，土壤pH、NH₃挥发速率和累积损失量与对δ¹⁵N-NH₃值有显著影响，同位素分馏效应也是影响δ¹⁵N-NH₃值的重要因素。研究结果可以提高大气NH₃氮同位素源解析的准确性和精度，进而为合理开展大气污染治理提供依据。