劉興華 章海波 李 遠 代振飛 付傳城 駱永明，4?

（1 中國科學院海岸帶環(huán)境過程與生態(tài)修復重點實驗室（煙臺海岸帶研究所），山東煙臺 264003）（2 中國科學院大學，北京 100049）（3 浙江農林大學環(huán)境與資源學院，土壤污染與生物修復重點實驗室，浙江臨安 311300）（4 中國科學院土壤環(huán)境與污染修復重點實驗室(南京土壤研究所)，南京 210008）

全球土壤碳庫儲量約為2 500 Pg，是大氣碳庫的3倍，同時也是陸地生態(tài)系統(tǒng)最大且周轉最慢的碳庫［1］。目前，對內陸地區(qū)土壤，如森林土壤［2］、草地土壤［3］、耕地黑土［4］、耕地紅壤［5］、濕地土壤［6］、潮灘鹽堿土［7］等土壤有機碳研究已有較多報道。海岸帶處于海陸交錯地帶，在全球碳循環(huán)中占有重要地位。黃河三角洲是世界河流三角洲中海陸變遷最活躍的地區(qū)之一，也是我國造陸速度最快的河口三角洲［8］。該區(qū)域同時受到黃河泥沙沖積、海相沉積等自然過程影響，以及灘涂鹽漬土改良、水產養(yǎng)殖、油田開發(fā)等人類活動的影響，由海向陸依次形成了無植被灘涂、鹽生植被濕地和農用地等系列土地利用類型［9］。灘涂土壤受海水浸漬影響，土壤鹽分含量高、有機質含量低、土體發(fā)育不明顯；隨著耐鹽植被生長，濱海濕地土壤有機質累積明顯，一些土壤表層甚至形成泥炭層［9］。修建海堤圍墾的農用地土壤，經過長期耕作洗鹽，土壤鹽分大大降低，逐漸向潮土演化，同時受耕作活動的影響，土壤有機質積累速度和周轉過程與濕地明顯不同［10］。目前對海岸帶從灘涂到農用地演變過程中土壤有機質組成尤其是顆粒態(tài)有機質的變化及土壤有機碳庫周轉影響的了解還很少。

土壤有機碳庫由活性有機碳庫和惰性有機碳庫組成［11-12］。Cambardella和Elliott［13］通過濕篩分組的方法將得到的粒徑大于53 μm的有機質組分定義為顆粒態(tài)有機質（Particulate Organic Matter，POM），歸屬活性碳庫。結合在土壤團聚體表面的半分解動植物殘體、真菌菌絲體、孢子和糞球等有機質稱為游離顆粒態(tài)有機質（Free Particulate Organic Matter，fPOM），而存在于土壤團聚體內部的稱為團聚體內部結合的顆粒態(tài)有機質（Intraaggregate Particulate Organic Matter，iPOM）［14］。因受到土壤團聚體的保護程度不同，在相同土壤環(huán)境條件下iPOM也呈現(xiàn)出與fPOM不同的組成比例和穩(wěn)定性［15］。與顆粒態(tài)有機質不同，礦物結合態(tài)土壤有機質（Mineral-associated Soil Organic Matter，mSOM）粒徑通常小于53 μm，多由腐殖化程度較高的有機物質組成，同時受到土壤黏粒和粉粒的物理化學作用保護，屬于土壤有機碳的“惰性庫”［16］。通過濕篩法和密度分離法得到的這些土壤有機質組分，基本上能夠反映原狀土壤中有機碳的存在形態(tài)和特征，為認識土壤有機碳周轉特征奠定了基礎［17］。同時，不同有機質組分穩(wěn)定性碳同位素特征也存在差異，利用碳穩(wěn)定同位素分餾特征可以更準確地分析不同有機質組分中有機碳來源［18］、有機碳庫的穩(wěn)定性［5］和碳庫周轉［14］等特征。

因此，本研究旨在前期對黃河三角洲土壤碳氮調查工作的基礎上［9］，綜合運用土壤有機質的物理分組方法和穩(wěn)定性碳同位素技術，進一步分析黃河三角洲濱海灘涂無植被荒地—鹽生植被濕地—旱地演變過程中土壤顆粒態(tài)有機質含量及其穩(wěn)定同位素的變化特征，探討濱海地區(qū)不同土地利用方式下土壤有機碳的穩(wěn)定性和來源，為估算自然與人類活動影響下黃河三角洲土壤碳庫儲量提供基礎數(shù)據(jù)和科學依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于黃河三角洲地區(qū)，屬溫帶大陸性季風氣候，四季分明，年均氣溫為11.9℃，年均降水量592 mm，年均蒸發(fā)量為1 944 mm，土壤類型以濱海潮土、濱海潮鹽土為主［19］，成土母質以黃河沖積母質和海相沉積物為主。黃河三角洲是我國三角洲中海陸變遷最活躍的地區(qū)，在黃河頻繁改道、黃河沖積、海相沉積等自然過程和農業(yè)墾殖等人類活動影響下，由海向陸逐漸形成了無植被灘涂和養(yǎng)殖區(qū)、鹽生植被濕地和旱地生態(tài)系統(tǒng)的演變梯度。其中，濕地主要植被類型有堿蓬（Suaeda heteropterKitag）、檉柳（Tamarix chinensisLour.）、蘆葦（Phragmites communisTrin.）以及入侵種互花米草（Spartina alterniflora）?；セ撞菰臼侵饕植荚陂L江三角洲地區(qū)的典型濕地植被，20世紀90年代入侵黃河三角洲后迅速蔓延［20］，在黃河三角洲自然保護區(qū)潮灘處已形成一定規(guī)模。旱地主要的糧食作物為小麥和玉米，經濟作物主要為棉花，種植年限均超過50年。

1.2 樣品采集

2015年10月在研究區(qū)采集土壤樣品。選擇沿黃河北側由海到陸分布的3種土地利用類型，即無植被荒地（BS）、鹽生植被濕地（WS）和旱地（FS）。其中，無植被荒地包括未利用灘涂和養(yǎng)殖底泥；濕地根據(jù)植被類型不同分為堿蓬、檉柳、蘆葦和互花米草濕地；旱地包括棉田、麥田和玉米地。采樣點分布圖及其基本信息見表1。土壤樣品使用不銹鋼鏟采集表層（0～20 cm）樣品，每個采樣點采用梅花布點采集5個樣點，混勻帶回實驗室；一部分樣品保存原樣用于有機質分組，其余樣品采用四分法取樣，混勻、在室內風干，去除植物根系、動物殘體、碎石、貝殼等，過10目尼龍網(wǎng)篩（2 mm），保存，用于基本理化性質的分析或前處理。

1.3 土壤基本理化性質和穩(wěn)定性碳同位素分析

土壤樣品基本理化性質的測定參考文獻［21］的方法。其中土壤全鹽含量采用重量法測定，每個采樣點樣品做3次重復，并計算其標準差；土壤pH采用電導法測定（水土比2.5∶1）；土壤顆粒組成分析前去除土壤有機質和碳酸鹽，之后采用激光粒度儀（Marlvern Mastersizer 2000F）測定，黏粒的粒徑范圍為＜0.002 mm，粉砂為0.002～0.02 mm，砂粒為0.02～2 mm；土壤全氮、有機碳采用元素分析儀（Elementar Vario Micro cube）測定，乘以換算系數(shù)1.724得到有機質含量；土壤穩(wěn)定性碳同位素采用同位素質譜分析儀（MAT253，Thermo Fisher）測定。在有機碳和穩(wěn)定性碳同位素測定前，需要去除無機碳，即取約1 g樣品于玻璃離心管中，加入5 mL 0.5 mol·L-1的鹽酸，間斷性渦旋震蕩8 h直至無氣泡以充分去除無機碳，重復2次，離心倒掉上清液；再用超純水離心洗滌多次去除剩余鹽酸，直至洗滌液為中性；50℃烘干后，待測。各指標在測定時，均做3次平行，測量標準偏差均小于0.5%。

1.4 土壤顆粒態(tài)有機質分組

土壤有機質分組參考文獻中的方法［22］。首先，通過濕篩將土壤分為大團聚體和微團聚體。即稱取20g挑除植物根系、貝殼、碎石等的土樣于100 mL離心管中，緩慢加水浸潤，水土比約為2∶1，此過程防止風干土中快速加水造成團聚體孔隙內氣壓不穩(wěn)，團聚體崩裂，破壞其穩(wěn)定性。然后將離心管倒置在2 mm篩（2 mm篩下層依次放置配套的250μm和53μm篩）水面以下，直至土樣完全沉入到篩中。上下移動篩子，3 cm·次-1，25次·min-1。通過濕篩分離得到粒徑為250～2 000μm大團聚體和53～250μm的微團聚體樣品，再進一步分離顆粒態(tài)有機質；＜53μm組分離心收集后用于分析礦物結合態(tài)有機質組分（mSOM），以上樣品經50℃烘干，待用。每個采樣點土壤樣品做3次重復，準確稱量烘干后的大團聚體和微團聚體質量，用于計算團聚體百分比及顆粒態(tài)有機質分配比。

在土壤團聚體分離的基礎上，采用密度為1.85 g·cm-3的NaI溶液對大團聚體和微團聚體進行密度分級，即取5 g團聚體樣品于100 mL離心管中，固液比為1∶7，上下顛倒1 min，靜置30 min后，過濾分離上層輕組有機質，下層樣品重復上述步驟，直至完全分離輕組有機質，得到大團聚體（250～2 000μm）和微團聚體（53～250μm）的游離顆粒態(tài)有機質（fPOM）。下層重組有機質用5 g·L-1的六偏磷酸鈉分散16 h后濕篩，得到團聚體內部結合的顆粒態(tài)有機質（iPOM），各組分樣品標記為：fPOM（250～2 000 μm）、iPOM（250～2 000 μm）、fPOM（53～250 μm）、iPOM（53～250 μm）以及mSOM。分離得到的這些組分均用超純水反復洗去鹽分離子，50℃烘干。每個樣品的分離過程均做3次重復，準確稱量烘干后的各有機質組分質量，并計算其標準差。土壤顆粒回收率大于97.5%。

1.5 數(shù)據(jù)處理

顆粒態(tài)有機質分配比的計算［23］：式中，POM-OC和mSOM-OC分別為顆粒態(tài)有機質（fPOM或者iPOM）和礦物結合態(tài)有機質中有機碳的含量，g·kg-1；wPOM%和wmSOM%分別為土壤中顆粒態(tài)有機質和礦物結合態(tài)有機質的質量分數(shù)（無量綱）；SOC為土壤有機碳的含量，g·kg-1。

不同土壤有機質的陸源有機碳比例（f）采用基于有機碳同位素的二元端元模型［24］計算：

式中，δ13C海相為δ13C的海相端元值，δ13C陸相為δ13C的陸相端元值，δ13C樣品為樣品的δ13C值。陸地典型C3植物的δ13C值變幅為-32‰～-21‰，δ13C陸相采用其平均值為-27‰［24］；近海生物包括海蜇、水蚤、浮游生物以及底棲生物等的δ13C值，變幅為-21.6‰～-20.3‰，δ13C海相采用其平均值，為-20.9‰［25］。

采用Microsoft Excel 2003軟件和Origin 9.0軟件對數(shù)據(jù)進行處理和繪圖；用SPSS 20統(tǒng)計分析軟件對數(shù)據(jù)進行差異顯著性檢驗（LSD法，α=0.05）和相關性分析（單因素ANOVA法，α=0.05）。

2 結果與討論

2.1 從潮灘到內陸土壤有機質與團聚體含量變化特征

從表2可以看出，不同土地利用類型下土壤有機質含量差異大。總體上，無植被荒地土壤有機質含量較低，均小于3.5 g·kg-1。向陸地延伸，隨著濕地植被的生長，土壤有機質含量呈增加趨勢；與無植被的荒地相比，濕地中堿蓬生長在潮間帶，生物歸還量低，而且植被凋落物容易被潮水帶走［7］，土壤有機質含量與無植被荒地相比變化不明顯。檉柳濕地土壤有機質含量稍高，但小于5 g·kg-1，這可能由于檉柳生長密度和生物歸還量較低，導致土壤有機質積累少［26］。互花米草濕地土壤有機質含量高達21.6 g·kg-1。自90年代初期互花米草入侵黃河三角洲地區(qū)［27］，雖然同樣生長在潮間帶，但互花米草生物量大，而且促淤能力強，可以截留潮水攜帶的有機質［28］。蘆葦濕地土壤有機質含量最高，達到45.2 g·kg-1，這主要是由于蘆葦生長地勢較高，受潮水作用相對較小，而且生物量大，植被凋落物歸還量大，土壤固碳量高［29-30］。旱地土壤中，棉田土壤有機質含量最低，僅為6.9 g·kg-1，與棉田相比，麥田和玉米地土壤有機質含量有增高趨勢，分別為19.7 g·kg-1和26.4 g·kg-1，這可能是由于小麥與玉米輪作過程中秸稈還田以及長期施肥增加了土壤有機質含量［31-32］。

研究區(qū)土壤pH變幅在7.6～8.8之間，普遍呈堿性。無植被荒地和鹽生植被濕地土壤，由于受到海水影響，含鹽量較高，多在10 g·kg-1以上，最高可達37.8 g·kg-1。旱地土壤，由于長期受到耕作、灌溉影響，鹽分下降快，均在3.5 g·kg-1以下。

表2 供試土壤的基本理化性質及團聚體組成Table 2 Basic physico-chemical properties and aggregatecomposition of the tested soils

由表2可以看出，不同土地利用類型下土壤大團聚體和微團聚體的含量均存在較大差異?？傮w上，無植被荒地土壤大團聚體含量較低，灘涂土壤中幾乎不存在大團聚體，養(yǎng)殖底泥中大團聚體含量僅為1.1%。與無植被荒地相比，鹽生植被濕地土壤大團聚體含量呈增加趨勢，蘆葦濕地土壤大團聚體含量最高（7.78%）。濕地經農業(yè)墾殖后土壤大團聚體含量降低，棉田土壤和麥田土壤大團聚體含量均小于2%，但玉米地土壤大團聚體含量較高（6.16%）。有研究表明，短期玉米輪作對提高有機質含量和大團聚體形成都有良好的作用［33］。3種土地利用類型下土壤微團聚體含量均高于大團聚體含量。無植被荒地土壤微團聚體含量分別為11.58%和18.06%。鹽生植被濕地中，互花米草濕地土壤微團聚體含量最高、平均為55.58%，其次為堿蓬和檉柳濕地，而蘆葦濕地土壤微團聚體含量最低。濱海土壤旱地的耕作過程可能不利于土壤微團聚體的形成，與棉花單季作物土壤相比，麥田和玉米地土壤微團聚體含量明顯較低。

土壤大團聚體含量與有機質含量呈顯著正相關（r=0.91，P＜0.05；圖1），而與微團聚體含量的相關性不顯著（r=0.30，P＞0.05）。根據(jù)Six等［34］提出的團聚體周轉概念模型解釋，微生物利用新鮮輸入的動、植物殘體作為碳源，其分泌產物是團聚體形成的重要膠結物質；大團聚體中較大的顆粒態(tài)有機質分解、破碎成較小的顆粒態(tài)有機質，而后逐漸被黏粒和微生物產物包圍，形成微團聚體；隨著外界的干擾，穩(wěn)定的大團聚體被破壞，逐漸釋放出微團聚體。因而，大團聚體包被更多的有機質，而微團聚體中黏粒含量的增加是其與有機質含量相關性不顯著的主要原因。

圖1 黃河三角洲土壤大團聚體與有機碳含量之間的關系Fig. 1 Relationship between soil maroaggregates and organic carbon content in the soils of the Yellow River Delta

2.2 從潮灘到內陸土壤團聚體有機質中有機碳含量變化特征

顆粒態(tài)有機質大多是進入土壤中的動、植物半分解產物［34］?？傮w而言，在不同土地利用方式演變過程中，土壤顆粒態(tài)有機質和礦物結合態(tài)有機質的有機碳含量存在較大差異。不同土地利用類型土壤中游離顆粒態(tài)有機質（fPOM）的有機碳含量較高（圖2A），變幅為162.5～410.0 g·kg-1；無植被荒地土壤大團聚體結合的fPOM的有機碳含量與微團聚體結合的fPOM的有機碳含量差異不顯著；隨著濕地植被的生長，不同粒徑團聚體結合的fPOM的有機碳含量表現(xiàn)出顯著差異（除蘆葦濕地外），堿蓬和檉柳濕地土壤微團聚體結合的fPOM含量顯著高于大團聚體結合的fPOM，而互花米草土壤團聚體結合的fPOM的有機碳含量則呈相反的趨勢。這主要是由于堿蓬和檉柳濕地土壤大團聚體周轉速度慢，較大的動植物殘體等顆粒態(tài)有機質有充足的時間破碎為較小的有機質碎片，富集在微團聚體表面［34］，而互花米草生長時間短，大團聚體表面容易粘附更多的有機質組分［35］。由鹽生植被濕地向旱地過渡，兩種土壤團聚體結合的fPOM的有機碳含量呈降低的趨勢，小麥-玉米輪作地區(qū)土壤大團聚體和微團聚體結合的fPOM的有機碳含量趨于穩(wěn)定，且二者的含量無顯著差異。

圖2B可知，在3類土地利用類型中iPOM的有機碳含量普遍低于98.2 g·kg-1，大團聚體iPOM的有機碳含量顯著高于微團聚體，而且鹽生濕地大團聚體iPOM的有機碳含量明顯高于無植被荒地；鹽生植被濕地向旱地過渡的過程中，大團聚體iPOM的有機碳含量表現(xiàn)出明顯的降低趨勢，而微團聚體iPOM的有機碳含量則呈現(xiàn)逐漸增加的趨勢。這主要是由于旱地開墾過程破壞了大團聚體的穩(wěn)定性，大團聚體破碎后釋放出更多的微團聚體。微團聚體iPOM由于受土壤黏粒礦物保護作用和微生物產物的膠結作用，與大團聚體iPOM相比，其內部結合的有機質生物可利用性較低［34］。

與顆粒態(tài)有機質不同，礦物結合態(tài)有機質的有機碳含量普遍較低。與無植被荒地的相比，濕地植被的生長增加了mSOM的有機碳含量，尤其是蘆葦和互花米草濕地土壤中mSOM的有機碳含量較高，分別為17.9 g·kg-1和18.9 g·kg-1；過渡為旱地后，mSOM的有機碳含量相對穩(wěn)定，棉田和小麥-玉米輪作區(qū)土壤m(xù)SOM的有機碳含量為3.9～7.7 g·kg-1（圖2C）。

圖2 不同利用類型土壤中顆粒態(tài)有機質（fPOM、iPOM）和礦物結合態(tài)有機質（mSOM）中的有機碳含量Fig. 2 Organic carbon contents in the soil particulate organic matter (fPOM and iPOM) and mineral-associated organic matter (mSOM)in the soils of the Yellow River Delta relative to land use

2.3 從潮灘到內陸土壤團聚體有機質分配特征與穩(wěn)定性

研究區(qū)土壤有機質分配特征如圖3所示。整體上，研究區(qū)多數(shù)土壤中fPOM分配比高于iPOM。在由無植被荒地向旱地演變的過程中，顆粒態(tài)有機質分配比總體上呈現(xiàn)出先增加、后降低的趨勢。無植被區(qū)未利用灘涂和養(yǎng)殖底泥中顆粒態(tài)有機質分配比分別為11.9%和12.8%，均以礦物結合態(tài)有機質為主。

鹽生植被濕地土壤顆粒態(tài)有機質分配比占35%以上，其中互花米草濕地的分配比最高，達到75.2%。土壤中顆粒態(tài)有機質主要來源于不同分解階段的動植物殘體，其含量和組成受植被生長和環(huán)境因素的共同影響。濕地植被普遍具有較長的生長季、較高的凈光合作用速率以及相對較大的生物量和凋落物歸還量。因此，有機質的輸入量大［36］，為土壤微生物活動提供了充足的碳源，促進了團聚體的形成。同時，濕地土壤-植物生態(tài)系統(tǒng)在長期淹水環(huán)境下，有機質腐殖化速度相對緩慢，有利于土壤團聚體的穩(wěn)定。較高含量的團聚體（表2）表面粘附更多的fPOM，同時團聚體的保護作用也有利于iPOM的積累，這與侯翠翠等［37］的研究結果相一致。此外，不同的濕地生態(tài)系統(tǒng)有機質的積累和分解過程還受到水分、鹽度等因素影響［26］。例如，堿蓬分布地勢低洼、具有較高的土壤鹽分含量［38］，不利于微生物分解新鮮植物殘體，難以形成較多的大團聚體（表2），同時土壤黏粒含量較低（1.71%），砂粒含量較高（16.57%），不利于團聚體內部顆粒態(tài)有機質的穩(wěn)定存在［39］，因而其顆粒態(tài)有機質分配比較低。

隨著濱海鹽堿土壤的開墾，土壤中顆粒態(tài)有機質分配比逐漸降低。棉田土壤中顆粒態(tài)有機質為54%，而玉米地和麥田土壤顆粒態(tài)有機質均在20%以下。這主要是由于頻繁的人為耕作擾動破壞了土壤團聚體結構［18］，使土壤顆粒態(tài)有機質失去了團聚體的保護而多以游離態(tài)形式存在［40］，更容易被微生物礦化分解。玉米、小麥等糧食作物種植的農田土壤耕作管理活動較棉花等單季作物更為頻繁，大團聚體周轉快，形成穩(wěn)定的微團聚體機會少［39］（表2）。因而，麥田和玉米地土壤的顆粒態(tài)有機質分配比遠低于棉田土壤。

2.4 從潮灘到內陸土壤團聚體有機質穩(wěn)定性碳同位素特征與海陸來源

研究區(qū)土壤團聚體有機質組分中穩(wěn)定性碳同位素特征如圖4所示。不同有機質組分的δ13C值呈現(xiàn)出fPOM ＜iPOM ＜mSOM的趨勢。隨著有機質礦化和腐殖化程度的加深，13C貧化的有機質優(yōu)先降解，13C富集的有機質優(yōu)先累積［32］。這些趨勢表明，研究區(qū)土壤有機碳周轉過程中，fPOM更容易被生物體優(yōu)先利用，iPOM次之，mSOM最難被利用。這與Six［39］的研究結果一致，即土壤顆粒態(tài)有機質對環(huán)境條件的改變更為敏感，特別是容易受到耕作等人為活動的影響而發(fā)生礦化，屬于土壤中的非穩(wěn)定態(tài)的有機質組分，而礦物結合態(tài)有機質是土壤中的穩(wěn)定性有機質組分，可反映土壤的固碳潛力。

圖3 不同采樣區(qū)土壤中顆粒態(tài)有機質分配的百分比Fig. 3 Proportions of various fractions of soil POM in the soils relative to sampling area

同時，在無植被荒地、鹽生植被濕地和旱地3種利用方式下，土壤大團聚體顆粒態(tài)有機質組分的δ13C值小于微團聚體顆粒態(tài)有機質組分的δ13C值，即δ13CiPOM(250～2000μm) ＜δ13CiPOM(53～250μm)，δ13CfPOM(250～2000μm) ＜δ13CfPOM(53～250μm)?？梢?，微團聚體顆粒態(tài)有機質的生物可利用性小于大團聚體顆粒態(tài)有機質。Six等［39］報道了類似結果，即隨著粒徑減小，δ13C值越大，生物可利用性越低。結合圖3中不同有機質組分的分配比特征可以得出，無植被荒地土壤有機質組分以礦物結合顆粒態(tài)為主，屬于穩(wěn)定碳庫；向陸地延伸，鹽生植被濕地土壤顆粒態(tài)有機質分配比較高，其有機質的生物可利用性較高，屬于相對不穩(wěn)定的有機質碳庫；而在旱地開墾過程中，土壤顆粒態(tài)有機質分配比降低，土壤穩(wěn)定碳庫的比例相對較高。

不同土地利用類型下土壤各組分有機質的δ13C值呈如下趨勢（圖4）：鹽生植被濕地＜旱地＜無植被荒地。通常，陸地典型C3植物δ13C值處于-34‰～-23‰范圍［24］，海相生物的δ13C值處于-21.6‰～-20.3‰范圍［25］。由于無植被荒地沒有植被生長，并且該區(qū)分布于潮間帶受海潮影響，因此，相比于旱地和濕地土壤，無植被荒地受到海源有機質的影響更大，表現(xiàn)為各組分中的δ13C值相對較高（圖4）。通過同位素端源模型計算可得（圖5），無植被荒地土壤不同組分有機質陸源有機質貢獻率為25%～60%，并呈fPOM＞ iPOM＞mSOM的變化趨勢。而且大團聚體（250～2 000 μm）的顆粒態(tài)有機質的陸源貢獻率大于微團聚體（53～250 μm）的顆粒態(tài)有機質，這一結果與章偉艷等［27］研究的河口土壤粗顆粒有機質易富集陸源植物碎片的結論一致。礦物結合態(tài)有機質組分則主要以海源有機質為主，與游離態(tài)顆粒態(tài)有機質不同。鹽生植被濕地長期處于淹水環(huán)境下，土壤有機質的腐殖化速度相對緩慢［37］。隨著旱地的開墾，在土壤有機質熟化過程中，有機質腐殖化程度提高，因而旱地土壤的有機質δ13C值大于濕地土壤。

3 結 論

總體而言，黃河三角洲由潮灘到內陸分布的無植被荒地、鹽生植被濕地和旱地土壤的鹽分含量逐步下降，有機質含量有所增加，但與植被類型、種植作物及其殘留有關，無植被荒灘土壤的最低，蘆葦濕地土壤的最高。土壤團聚體中有機質存在游離顆粒態(tài)有機質（fPOM）、團聚體內部結合的顆粒態(tài)有機質（iPOM）和礦物結合態(tài)有機質（mSOM），其有機碳含量分配及其穩(wěn)定性與土地利用方式及植被類型有關。植被生長可以增加濕地土壤中的活性碳庫，耕作可使旱地碳庫更趨穩(wěn)定。黃河三角洲濱海土壤，尤其是其大團聚體結合的活性碳庫來源以陸源輸入為主。

圖4 不同土地利用方式下土壤顆粒態(tài)有機質和礦物結合態(tài)有機質中碳穩(wěn)定同位素分布圖Fig. 4 Biplots of δ13C of soil particulate organic matter and mineral-associated organic matter relative to land use

圖5 無植被荒地土壤不同組分有機質的陸源有機碳百分比Fig. 5 Contributionof terrestrial organic carbon to different fractions of soil organic carbon in barren area