柯 靜, 鄧 艷*, 岳祥飛, 梁錦桃 , 李旭堯 , 曹建華, 吳 松

1)中國地質(zhì)科學院巖溶地質(zhì)研究所, 自然資源部巖溶生態(tài)系統(tǒng)與石漠化治理重點實驗室,自然資源部/廣西巖溶動力學重點實驗室, 廣西桂林 541004;

2)桂林理工大學環(huán)境科學與工程學院, 廣西桂林 541006

巖溶斷陷盆地在我國的云南東部、四川西部地區(qū)相對集中分布, 是我國“兩屏三帶”重要生態(tài)安全戰(zhàn)略區(qū)(曹建華等, 2016)。盆地內(nèi)部由于新構(gòu)造運動強烈, 地形起伏大, 呈現(xiàn)出斷陷盆地特有的氣候垂向變化、土壤植被分帶性強等特點(王宇等,2017)。地質(zhì)、氣候的復雜多變疊加不合理的人類活動造成斷陷盆地內(nèi)部水土流失和石漠化嚴重, 生物多樣性低等生態(tài)環(huán)境問題, 是我國石漠化綜合工程治理的重要區(qū)域之一。

巖溶作用發(fā)生在地球淺表區(qū)域, 有研究表明,其對環(huán)境變化反應敏感(Liu et al., 2010; 蔣忠誠等,2011), 積極參與全球碳循環(huán)并能產(chǎn)生數(shù)量可觀且較為穩(wěn)定的碳匯效應(Suchet and Probst, 1993; Jiang and Yuan, 1999; 劉再華, 2000; 張強, 2012; 蔣忠誠等, 2013), 其研究對于把握區(qū)域石漠化治理機理、生態(tài)修復工作展開以及碳匯效應研究具有重要意義。巖溶作用或過程可以用巖溶溶蝕速率來定量表示(袁道先和蔡桂鴻, 1988)。在巖溶環(huán)境系統(tǒng)中, 土壤在巖溶作用與巖溶生態(tài)系統(tǒng)中扮演著極其重要的角色(曹建華等, 2003; 李陽兵等, 2006; 李強等,2021; 劉鵬等, 2021), 土地利用方式可以通過改變土壤理化性質(zhì)和土壤微環(huán)境來影響巖溶作用(藍家程等, 2013), 章程等人對廣西弄拉巖溶區(qū)研究發(fā)現(xiàn),林地、園地土下溶蝕量明顯高于休耕地、灌叢, 巖溶作用較強(章程等, 2006); 劉文等人研究發(fā)現(xiàn), 受人類活動影響較大的旱地、水田中的巖溶作用強于人類活動逐漸減弱的退耕林、山竹混交林、竹林(劉文等, 2014)。李光超等人研究表明, 板栗樹下的試片溶蝕速率高于周圍其他土地利用方式, 巖溶區(qū)板栗樹的種植對巖溶作用有促進作用(李光超等,2012)。藍家程等人研究表明, 退耕還林地的土下溶蝕量約為耕地的 7倍, 植被的恢復有利于增強巖溶作用強度(藍家程等, 2016)。有關巖溶作用對土地利用方式響應的相關研究取得了許多成果, 但以典型巖溶斷陷盆地為背景, 植被類型差異明顯的土地利用方式下, 不同海拔高度、不同土壤深度對巖溶作用同時進行系統(tǒng)研究的較少。

基于以上原因, 本文以云南小江流域這一典型巖溶斷陷盆地為例, 采用標準溶蝕試片法, 結(jié)合土壤有機質(zhì)、土壤CO2、土壤體積含水量、土壤溫度和電導率等土壤因子, 探討斷陷盆地地區(qū)不同海拔高度和土地利用方式下的試片溶蝕速率特征并分析其影響因素, 了解不同海拔高度下各土地利用方式的試片溶蝕速率, 有助于把握巖溶斷陷盆地內(nèi)部的巖溶作用特征, 以期為區(qū)域石漠化治理、生態(tài)修復工作以及碳匯效應研究提供參考依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

小江流域(24°10′-24°45′N, 103°30′-104°5′E)位于云南省東南部, 行政區(qū)劃主要屬于哈尼族彝族自治州瀘西縣, 小部分屬于師宗縣和彌勒縣(圖1A)。流域?qū)儆诘湫蛠啛釒Ц咴撅L氣候, 雨熱同期,干濕季分明。流域年平均氣溫為15.2°C, 多年平均降雨量966.8 mm。

圖1 研究區(qū)采樣示意圖Fig. 1 Schematic diagram of sampling in the study area

小江流域地處滇東巖溶高原面邊緣及河谷斜坡地帶, 是典型的巖溶斷陷盆地地貌。流域總體地勢為東高西低, 北高南低。根據(jù)形態(tài)特征, 流域內(nèi)地貌分為盆地上游巖溶臺地槽谷區(qū), 盆地外圍巖溶中山區(qū)、盆地周圍巖溶峰叢洼地區(qū)、盆地沉積平壩區(qū)和巖溶河谷區(qū)(王宇等, 2017)。流域內(nèi)主要出露的地層以中生界三疊系為主, 灰?guī)r、石灰?guī)r分布面積最廣, 分布的主要土壤類型有碳酸鹽巖紅壤, 碎屑巖紅壤, 碳酸鹽巖黃壤、紫色土, 水稻土等。主要植被為喬木林、灌叢和牧草。

2 研究方法

2.1 試片制作

采用標準溶蝕試片法(袁道先和蔡桂鴻, 1988),統(tǒng)一采用廣西桂林七星巖上泥盆統(tǒng)融縣組石灰?guī)r做成的標準溶蝕試片(圓形, 直徑4 cm, 厚0.3 cm), 經(jīng)102°C烘8 h至恒重密封。

2.2 試片埋取

2018年 7月, 在云南小江流域瀘西縣境內(nèi)選取海拔高度變化明顯的區(qū)域(中山區(qū)、平壩區(qū)和河谷區(qū))的棄耕地、草地、灌木地、松樹林地、柏樹林地及其他林地(樣地基本情況見表 1)等 6種土地利用方式(圖1B), 挖一個長、寬各40 cm, 深約70 cm的土壤剖面, 在剖面土下 5 cm、土下 20 cm、土下40 cm和土下60 cm處分三個方向各埋設1個試片,共埋放試片456片(圖1C)。為避免上下層試片可能產(chǎn)生的影響, 采用水平放置且上下錯開的方式。

表1 樣地基本情況Table 1 Basic situation of plots

2019年7月, 在試片放置1個水文年后, 回收試片并用蒸餾水沖洗, 經(jīng)102°C烘8 h至恒重后稱重, 回收試片411個, 回收率為90.13%。根據(jù)以下公式計算測算試片的溶蝕速率(章程等, 2006):

其中ER為溶蝕速率, 單位為 mg·cm–2·a–1;W1為試片埋設前重量(g),W2位回收后試片重量(g);T為試片埋放天數(shù)(d);S為試片的表面積(約為28.9 cm2)。

利用試片溶蝕速率結(jié)合經(jīng)驗公式可以計算出巖溶碳匯強度和碳匯量, 巖溶碳匯強度計算公式如下(黃奇波等, 2013):

式中,F表示試片碳匯強度, 單位為tCO2·km–2·a–1;ER為試片溶蝕速率,單位為mg·cm–2·a–1;Q為所采用試片的碳酸巖純度, 標準溶蝕試片為0.97;MCO2/MCaCO3[0]為CO2與CaCO3的分子量比值, 為0.44。

巖溶碳匯量計算公式如下(黃奇波等, 2013):

式中,G為巖溶碳匯量, 單位 tCO2·a–1,S′表示巖溶區(qū)面積, 單位km2。

2.3 土壤溫度、濕度和電導率測定

在放置和取回試片時使用便攜式土壤三參數(shù)速測儀(Delta-T, HH2/WET)測定了土壤剖面5 cm、20 cm、40 cm和60 cm處的土壤溫度、土壤體積含水量以及電導率。

2.4 土壤CO2含量測定

在放置和取回試片時用 GASTEC-CO2測試儀(GASTEC, 2H)分別測量土壤剖面 5 cm、20 cm、40 cm和60 cm處的土壤CO2含量。測試儀所采用的試劑為白色的C2H4, 與CO2反應呈紫色, 當測試儀所采土壤氣體中的CO2與試劑充分反應后, 通過讀取該測試儀內(nèi)含試劑管白色-紫色界面處的刻度值獲得所測點的土壤CO2含量。

2.5 土壤有機質(zhì)測定

使用重鉻酸鉀氧化-外加熱法對樣品土壤中的有機碳含量進行測定, 并通過土壤有機碳與土壤有機質(zhì)的換算系數(shù)計算出土壤有機質(zhì)的含量(劉光崧,1996), 計算公式如下:

其中,V表示土壤有機質(zhì)含量(%),V1–V2為氧化前后所消耗的FeSO4的標準溶液體積之差(mL),c為FeSO4標準溶液的濃度(mol·L–1),m為測試樣品的質(zhì)量(g), 0.003為 1/4碳原子的摩爾質(zhì)量(g·mol–1),1.724為有機碳與有機質(zhì)之間換算的系數(shù)。

2.6 數(shù)據(jù)處理

采用 Excel2007和 SPSS22軟件對數(shù)據(jù)進行處理分析, 采用單因素方差分析和最小顯著差異法分析模型(LSD)研究試片溶蝕速率特征, 并利用相關、回歸分析方法分析影響試片溶蝕速率的因素。此外,在研究不同海拔高度的試片溶蝕速率時, 由于不同海拔高度其他林地這一土地利用類型的樣點較少,不具代表性, 因此舍去。

3 結(jié)果與分析

3.1 不同土地利用方式下的溶蝕速率

研究區(qū)試片溶蝕速率最高值出現(xiàn)在松樹林地土下60 cm處, 最低值出現(xiàn)在灌木林地土下5 cm處(表2)。土下5 cm處不同土地利用方式試片溶蝕速率大小排序為棄耕地＞松樹林地＞草地＞柏樹林地＞其他林地＞灌木林地, 土下 20 cm處不同土地利用方式試片溶蝕速率大小排序為松樹林地＞草地＞棄耕地＞灌木林地＞其他林地＞柏樹林地, 土下40 cm、60 cm處不同土地利用方式試片溶蝕速率大小排序為松樹林地＞草地＞灌木林地＞棄耕地＞其他林地＞柏樹林地。

以土下5 cm、20 cm、40 cm和60 cm試片溶蝕速率的平均值作為土下 0–60 cm 試片平均溶蝕速率(表2), 結(jié)果顯示, 各土地利用方式試片平均溶蝕速率按大小順序排列為: 松樹林地((3.98±0.41) mg·cm–2·a–1)＞草地((3.59±0.45) mg·cm–2·a–1)＞棄耕地((3.16±0.42)mg·cm–2·a–1)＞ 灌木林地 ((2.90±0.44) mg·cm–2·a–1)＞其他林地 ((2.21±0.18) mg·cm–2·a–1)＞ 柏樹林地((2.16±0.28) mg·cm–2·a–1)。分析結(jié)果表明: 土下5 cm處, 除棄耕地與灌木林地試片溶蝕速率差異顯著外(p＜0.05), 其余土地類型間無顯著差異(p＞0.05); 土下40 cm處, 除松樹林地和柏樹林地試片溶蝕速率差異顯著外(p＜0.05), 其余土地類型間無顯著差異(p＞0.05); 土下20 cm、60 cm處, 6種土地利用類型下試片溶蝕速率無顯著差異(p＞0.05); 土下0–60 cm試片平均溶蝕速率除松樹林地、柏樹林地和其他林地間有顯著差異外(p＜0.05), 其他土地利用類型間均無顯著差異(p＞0.05)。

3.2 不同土壤深度的溶蝕速率

由表 2得知, 土下 5 cm處試片溶蝕速率在0.78～1.95 mg·cm–2·a–1之間, 土下 20 cm 處試片溶蝕速率在2.33～3.83 mg·cm–2·a–1之間, 土下40 cm處試片溶蝕速率在 2.41～4.63 mg·cm–2·a–1之間, 土下60 cm 處試片溶蝕速率在 2.75～5.39 mg·cm–2·a–1之間。以6種土地利用方式各土壤深度的溶蝕速率平均值分別作為土下5 cm、20 cm、40 cm、60 cm處的平均溶蝕速率(圖2), 結(jié)果表明: 土下5 cm、60 cm處的試片平均溶蝕速率具有極顯著差異(P＜0.01),各土壤深度試片平均溶蝕速率大小排序為土下60 cm((4.14±0.40) mg·cm–2·a–1)＞土下 40 cm ((3.41±0.31)mg·cm–2·a–1)＞土下 20 cm ((3.10±0.28) mg·cm–2·a–1)＞土下 5 cm((1.27±0.14) mg·cm–2·a–1)(圖 2A)。各土地利用方式(除棄耕地外)下的試片平均溶蝕速率隨土壤深度的加深其變化趨勢比較一致, 呈現(xiàn)出增加趨勢, 且土下5–20 cm試片平均溶蝕速率的增幅均遠高于土下 20–40 cm、40–60 cm(圖 2B)。總體上, 隨著土壤深度從土下5 cm到土下60 cm變化, 試片平均溶蝕速率逐漸增加。

表 2 不同土地利用方式下試片溶蝕速率(mg·cm–2·a–1)對比Table 2 Comparison of karst dissolution rates (mg·cm–2·a–1) under different land use types

圖2 不同土壤深度的試片溶蝕速率Fig. 2 Karst dissolution rates at different soil depths

3.3 不同海拔高度的溶蝕速率

一定海拔高度范圍內(nèi)各土地利用方式土下5–60 cm試片的溶蝕速率圖顯示(圖3), 5種土地利用方式下不同土壤深度的試片溶蝕速率隨著海拔的增加皆波動變化明顯。整體上, 試片溶蝕速率高值大部分位于海拔較高區(qū)域, 海拔低值區(qū)域的試片高溶蝕速率值相對較少, 隨海拔升高試片溶蝕速率呈增加趨勢。利用SPSS軟件對5種土地利用方式下的試片溶蝕速率與海拔做相關性分析及顯著性檢驗(表 3), 結(jié)果顯示:R=0.328,p＜0.01, 表明試片溶蝕速率與海拔具有極顯著的正相關關系。另外, 5種土地利用方式下各土壤深度的溶蝕速率與海拔的相關性分析結(jié)果有(表3): 土下5 cm處,R=0.516,p＜0.01;土下 20 cm 處,R=0.250,p＞0.05; 土下 40 cm 處,R=0.357,p＜0.05; 土下 60 cm 處,R=0.453,p＜0.01。說明海拔對于試片溶蝕速率的影響會因土壤深度的不同而有所差異, 表現(xiàn)為土下5 cm處的試片溶蝕速率相對于土下20 cm、土下40 cm、土下60 cm處更易受到海拔高度的影響, 正相關性R系數(shù)最高。這與土下5 cm(地表)處的土壤受到海拔高度變化的作用(降水、氣溫、生物活動等因素的改變)最為直接有關。

圖3 不同海拔高度下的試片溶蝕速率Fig. 3 Karst dissolution rates under different altitudes

表3 海拔高度與試片溶蝕速率的相關性分析

Table 3 Correlation analysis of altitude and karst dissolution rate

注: **表示在p＜0.01水平顯著相關。

3.4 巖溶碳匯量估算

以各土地利用方式土下5–60 cm試片平均溶蝕速率為依據(jù)來計算各土地利用方式下的巖溶碳匯強度(表 4), 并結(jié)合土地利用面積來估算研究區(qū)各土地利用下巖溶總碳匯量。研究區(qū)主要土地利用類型為林地、耕地、草地、建設用地和水域等, 其中林地面積 417.13 km2, 耕地面積 485.52 km2, 草地面積 4.14 km2, 三種土地利用面積占總面積的89.85%(徐燁等, 2018)。因此, 利用林地、耕地、草地三種土地利用下的巖溶碳匯強度來進行研究區(qū)巖溶碳匯量初步估算, 林地下巖溶碳匯強度為灌木、松樹、柏樹、其他林地下的巖溶碳匯強度均值(12.01 tCO2·km–2·a–1), 耕地下的巖溶碳匯強度與棄耕地相當(章程等, 2006), 結(jié)合公式(3)計算出研究區(qū)林地、耕地、草地下年碳匯量為11 613.11 tCO2·a–1,約為珠江流域巖溶年碳匯量的 0.38%(蔣忠誠等,2013)。研究區(qū)平均巖溶碳匯強度為12.80 tCO2·km–2·a–1, 與前人(徐燁, 2019)通過巖溶水化學法估算出的結(jié)果(7.995 0 tCO2·km–2·a–1)相比,相對較大。

表4 不同土地利用方式下的巖溶碳匯強度Table 4 Intensity of karst carbon sinks under different land use types

3.5 溶蝕速率影響因素

3.5.1 溶蝕速率與土壤因子的相關分析和回歸分析

巖溶區(qū)土壤環(huán)境復雜, 土下試片溶蝕速率會受到多種土壤因子作用, 為了解各土壤因子對試片溶蝕速率的影響程度, 對研究區(qū)試片溶蝕速率、有機質(zhì)、土壤CO2含量、土壤體積含水量、土壤溫度及電導率進行相關分析和回歸分析(表5)。相關分析結(jié)果顯示, 研究區(qū)試片溶蝕速率與土壤溫度、電導率呈極顯著負相關關系(p＜0.01); 與土壤有機質(zhì)含量呈顯著正相關關系(p＜0.05); 與土壤體積含水量、土壤 CO2含量的相關性并未達到顯著水平(p＞0.05)。另外, 以試片溶蝕速率為因變量, 有機質(zhì)、土壤溫度、電導率、土壤CO2含量、土壤體積含水量分別為自變量進行回歸分析。回歸分析結(jié)果表明, 除土壤CO2含量、土壤體積含水量外, 其他土壤因子與試片溶蝕速率的擬合方程皆達到顯著性水平(p＜0.05)。其中, 有機質(zhì)(SOM)、土壤溫度(T)、電導率(EC)與試片溶蝕速率(ER)的回歸方程分別是ER=–0.895+0.645SOM(R2=0.154,p=0.02);ER=11.849–0.392T(R2=0.152,p=0.00);ER=6.237–0.042EC(R2=0.405,p=0.00)。相關分析和回歸分析結(jié)果表明試片溶蝕速率與有機質(zhì)、土壤溫度、電導率等土壤因子間的線性關系顯著, 土壤溫度、電導率與試片溶蝕速率呈負相關關系, 土壤有機質(zhì)與試片溶蝕速率呈正相關關系; 而土壤CO2含量、土壤體積含水量與試片溶蝕速率的線性關系顯著性低, 作為影響試片溶蝕速率的重要因子, 其作用過程可能較為復雜, 仍需進一步探究。

3.5.2 溶蝕速率與土壤CO2含量、土壤體積含水量

就土壤CO2含量而言, 研究區(qū)草地、灌木林地、松樹林地、柏樹林地和其他林地的土壤CO2含量高于棄耕地的土壤 CO2含量(圖 4)。這與人類活動的干擾如翻耕土地會釋放出土壤中的CO2有關, 導致棄耕地土壤CO2含量相對較低。從不同土壤深度來看, 各土地利用方式下的土壤 CO2含量在不同土壤層位的變化趨勢不盡相同, 除棄耕地外, 其余土地利用方式下的土壤 CO2含量隨土壤深度加深, 其變化趨勢均先增加后減少, 具有雙向性。土壤體積含水量可以反映土壤水分情況, 研究區(qū) 6種土地利用方式除柏樹林地外, 其余土地利用方式下土壤體積含水量差別不大; 且隨著土壤深度的增加, 6種土地利用方式下土壤體積含水量均具有增加趨勢。

表5 試片溶蝕速率與各土壤因子的關系模型Table 5 Regression equation between karst dissolution rates and soil properties

分析圖4得知, 土壤CO2含量、土壤體積含水量對試片溶蝕速率的影響程度在不同土地利用方式下有所差異; 對比不同土壤深度試片溶蝕速率與土壤 CO2含量、土壤體積含水量發(fā)現(xiàn), 研究區(qū)土壤CO2含量與溶蝕速率的變化趨勢在土下0–40 cm范圍內(nèi)較一致, 隨后不同; 土壤體積含水量與溶蝕速率的變化趨勢對應關系較好, 二者是影響不同土壤深度試片溶蝕速率的關鍵因子。

圖4 各土地利用方式下不同土壤深度的土壤CO2含量、土壤體積含水量與溶蝕速率(A, B, C, D, E, F分別表示棄耕地, 草地, 灌木林地, 松樹林地, 柏樹林地以及其他林地)Fig. 4 CO2 concentrations, Soil volumetric water content and karst dissolution rates in different soil depths under various land use types (A, B, C, D, E, F distribution means abandoned cultivated land, grassland, shrub land, pine forest land,cypress forest land and other forest land)

4 討論

4.1 溶蝕速率對土地利用方式的響應

土地利用可通過改變土壤的理化性質(zhì)及局部微環(huán)境來對土下試片溶蝕速率進行作用, 不同土地利用方式下試片溶蝕速率及其主控因素均有所差異。章程等人對廣西弄拉巖溶系統(tǒng)進行研究時發(fā)現(xiàn),各土地利用方式下溶蝕量從大到小排列為園地、林地、耕地、休耕地與灌叢, 林地和園地土下巖溶作用主要土壤有機質(zhì)控制, 耕地和灌叢則主要受土壤CO2控制(章程等, 2006)。藍家程等人研究發(fā)現(xiàn), 旱季試片溶蝕速率大小排序為林地＞草地＞菜地, 土壤CO2是影響林地和草地試片溶蝕速率的重要因素(藍家程等, 2013)。本研究發(fā)現(xiàn), 各土地利用下試片平均溶蝕速率按大小順序排列為: 松樹林地(3.98±0.41 mg·cm–2·a–1)＞草地(3.59±0.45 mg·cm–2·a–1)＞ 棄耕地 ((3.16±0.42) mg·cm–2·a–1)＞ 灌木林地((2.90±0.44) mg·cm–2·a–1)＞ 其他林地 ((2.21±0.18)mg·cm–2·a–1)＞柏樹林地((2.16±0.28) mg·cm–2·a–1)。通常情況下, 沿著植被的正向演替, 土下巖溶作用呈現(xiàn)增強趨勢, 但土下試片溶蝕速率會因為喬木的種類、其他環(huán)境因素和人類活動強度而有所區(qū)別(李恩香等, 2004; 劉文等, 2014; 黃奇波等, 2015)。松樹林地的溶蝕速率高, 與其下土壤 CO2含量高有關,驅(qū)動了土下巖溶作用發(fā)生(章典和師長興, 2002)。草地和灌叢的根系相對于林地而言, 其發(fā)育集中在土壤淺層(0–40 cm), 生物活動和土壤呼吸較強會產(chǎn)生CO2, 此外, 兩種土地利用方式下土壤水分較高,因此土壤CO2和土壤水分是影響草地和灌叢溶蝕速率呈現(xiàn)高值的主要因素(李濤等, 2013)。棄耕地由于曾經(jīng)人類活動施加肥料, 土壤有機質(zhì)含量高, 這可能是棄耕地試片溶蝕速率較高的主要原因(李恩香等, 2004)。柏樹林地和其他林地的土壤中CO2含量、有機質(zhì)含量豐富, 溶蝕速率卻相對較低, 這可能與喬木的樹種和其他環(huán)境因子(如電導率、土壤溫度)等有關。

研究區(qū)試片平均溶蝕速率從土下 5 cm到土下60 cm依次增加, 這與北方半干旱巖溶區(qū)土下試片溶蝕速率特征不同(黃奇波等, 2015), 與東北濕潤巖溶區(qū)、南方巖溶區(qū)的土下試片溶蝕速率特征相似(梁永平等, 2007; 劉文等, 2014)。研究區(qū)與北方干旱半干旱地區(qū)相比, 區(qū)域內(nèi)熱量和降水條件好, 土壤中CO2含量相對于地表要高, 且隨著土壤深度的加深,土壤體積含水量呈現(xiàn)增加趨勢(圖 4), 推動了土下巖溶作用(何師意等, 1997), 土下試片溶蝕速率呈現(xiàn)高值。

另外, 研究區(qū)試片溶蝕速率與年均溫度相近的廣西弄拉峰叢洼地巖溶區(qū)的試片溶蝕速率相當(章程等, 2006), 這可能與研究區(qū)試片埋放期間的年降雨量(1125 mm)有關, 研究區(qū)埋放試片期間的年降雨量與弄拉巖溶區(qū)當年的降雨量(1090 mm)相近。一般情況下, 在雨熱配套的亞洲季風氣候區(qū), 降雨量越大, 年溶蝕量越大(袁道先等, 1994)。

4.2 溶蝕速率對海拔高度的響應

王冬銀等(2007)通過研究亞高山雨季各植被下的巖溶作用發(fā)現(xiàn)相同植被類型下不同海拔高度的巖溶區(qū)溶蝕量存在較大差異, 這與本文研究結(jié)果相似。此外, 研究發(fā)現(xiàn), 五種土地利用方式下試片溶蝕速率隨海拔升高波動變化, 整體上試片溶蝕速率與海拔有極顯著的正相關性(R=0.328,p＜0.01), 呈現(xiàn)增加趨勢。這與海拔在一定程度上能夠引起溫度、有機質(zhì)、降水、植被等的變化, 進而或直接或間接改變了土壤微環(huán)境和土壤理化性質(zhì), 最終對試片溶蝕速率產(chǎn)生影響有關。

馬國飛等(2017)通過研究天山臺蘭河上游草地海拔高度與土壤理化性質(zhì)的關系時發(fā)現(xiàn), 土壤表層有機質(zhì)含量具有隨海拔高度增加而趨向增大的特點。這與本文研究結(jié)果相同, 分析發(fā)現(xiàn)土壤表層有機質(zhì)與海拔高度具有極顯著正相關性(R=0.333,p＜0.01), 一般來說, 海拔越高土壤溫度越低, 土壤濕度越大, 越有利于有機質(zhì)的積累(刀靜梅等, 2017),對土下試片溶蝕速率具有促進作用(表5)。降水是影響不同海拔高度試片溶蝕速率的重要因素, 通常情況下, 在雨熱配套的亞洲季風區(qū), 降雨量與巖溶溶蝕速率呈正相關關系(袁道先等, 1994)。研究區(qū)區(qū)域內(nèi)小氣候變化遵循一般規(guī)律, 隨海拔高度的增加,降水量遞增, 蒸發(fā)量遞減(王宇等, 2017), 對土下巖溶作用有促進作用。土壤溫度也會對土下巖溶作用產(chǎn)生影響, 通常情況下, 土壤溫度與氣溫有較好的對應關系, 氣溫隨著海拔升高而逐漸降低(周禮華等, 2019), 研究區(qū)土壤溫度與海拔高度呈極顯著負相關(R= –0.333,p＜0.01)。而土壤溫度與試片溶蝕速率呈負相關(表 5), 這與劉文等人(2014)的研究結(jié)果不同。研究區(qū)海拔較高區(qū)域土壤溫度低而試片溶蝕速率高, 這可能是因為在西南巖溶背景下, 對土下巖溶作用而言, 降水比溫度更重要(章程, 2011)。因此, 多種因素綜合作用下, 表現(xiàn)為研究區(qū)土下試片溶蝕速率與海拔高度呈現(xiàn)極顯著正相關特點。

5 結(jié)論

(1)各種土地利用方式下的試片溶蝕速率具有一定差異, 土下0–60 cm的試片平均溶蝕速率按大小排列順序為: 松樹林地((3.98±0.41) mg·cm–2·a–1)＞草地((3.59±0.45) mg·cm–2·a–1)＞棄耕地((3.16±0.42)mg·cm–2·a–1)＞灌木林地 ((2.90±0.44) mg·cm–2·a–1)＞其他林地 ((2.21±0.18) mg·cm–2·a–1)＞ 柏樹林地((2.16±0.28) mg·cm–2·a–1); 從土下 5 cm 到土下60 cm, 試片平均溶蝕速率依次增加; 隨海拔升高,試片溶蝕速率呈增加趨勢, 二者呈極顯著正相關(R=0.328,p＜0.01)。

(2)以6種土地利用的土下試片平均溶蝕速率計算得出研究區(qū)平均巖溶碳匯強度為12.80 tCO2·km–2·a–1, 林地、耕地、草地下年碳匯量為 11613.11 tCO2·a–1, 約為珠江流域巖溶年碳匯量的0.38%。

(3)土下試片溶蝕速率受到多個土壤因子的共同作用, 各土壤因子對試片溶蝕速率的影響程度和方向因土地利用、土壤深度、海拔等的差異而有所區(qū)別。

Acknowledgements:

This study was supported by National Key Research and Development Program of China (No.2016YFC0502506), Key Research and Development Program of Guangxi (No. Guike AB110004), and Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund (No. JYYWF20182003).