劉宇斌,焦 燕*,楊文柱,張 婧,王 艷,靈 靈

不同電導率鹽堿土壤固碳潛力

劉宇斌1,2,焦 燕1,2*,楊文柱1,2,張 婧1,2,王 艷1,2,靈 靈1,2

(1.內(nèi)蒙古自治區(qū)環(huán)境化學重點實驗室,內(nèi)蒙古 呼和浩特 010022；2.內(nèi)蒙古師范大學化學與環(huán)境科學學院,內(nèi)蒙古 呼和浩特 010022)

采集內(nèi)蒙古河套灌區(qū)鹽堿土壤(電導率EC為0.27mS/cm),利用NaCl調(diào)節(jié)土壤電導率為(0,10,20,40,80mS/cm),基于穩(wěn)定碳同位素分析不同電導率土壤添加定量13C-CO2后,土壤CO2吸收量以及土壤難溶性無機碳含量(SIC)-13C值.結(jié)果表明,鹽堿土壤能夠吸收CO2,隨土壤電導率(EC)升高,土壤CO2累積吸收量增加, S5(EC=80mS/cm) CO2累積吸收量比S1(0.27mS/cm)高1.6640mg.土壤SIC含量(2=0.7080,<0.05)和土壤可溶性無機碳含量(DIC)(2=0.6096,<0.05)與土壤EC顯著負相關關系.鹽堿土壤吸收CO2部分固存于土壤無機碳中,外源添加13C-CO2,鹽堿土壤SIC-13C值(-5.299‰ ～ -0.8341‰)顯著增加.EC為20mS/cm土壤固相保存13C-CO2總量最高1.276mg,固存13C-CO2總量占土壤吸收13CO2總量比例30.28%最高;EC為80mS/cm固碳量最低為0.2749mg,固存δ13C-CO2總量占土壤吸收13CO2總量比例5.579%.

鹽堿土；固碳潛力；碳吸收；碳匯；碳同位素；土壤

研究發(fā)現(xiàn)干旱和半干旱地區(qū)大量的二氧化碳流入地下[1-7],干旱和半干旱地區(qū)對于全球碳貢獻具有重要意義.在美國內(nèi)華達州,鹽堿土壤在局部水平上對大氣中CO2起到較大調(diào)節(jié)作用[8].Filippi等[9]研究澳大利亞鹽堿土發(fā)現(xiàn),土壤中有新生的碳酸鹽堆積.2014年首次由中外科學家共同證實鹽堿土能夠吸收CO2[10].在北美[11-12]和中國西北部[6,13-15]通過使用渦流協(xié)方差儀也測得土壤CO2吸收.上述地區(qū)的CO2吸收量很大[20.7～103.7g C/(m2·a)],因此,進行區(qū)域碳收支核算時不能忽略.然而,鹽堿土壤吸收二氧化碳的機制和去向在很大程度上都是未知的[16-19].干旱和半干旱土壤CO2源匯問題關鍵在于探尋被吸收碳的最終去向.基于13C碳同位素示蹤技術(shù),Fa等[20]在毛烏素沙地研究發(fā)現(xiàn),夜間鹽堿土吸收的CO2被大量轉(zhuǎn)化為液相可溶性無機碳(DIC)[21].有研究者對土壤吸收CO2是否轉(zhuǎn)換為DIC提出了質(zhì)疑.一些研究者研究顯示,土壤中的DIC比有機碳還年輕,DIC只能直接或間接(根系呼吸)地源于大氣[22].這些研究表明,鹽堿土壤不僅能夠吸收CO2,并且將吸收的碳轉(zhuǎn)化為碳酸鹽后固定在土壤中,形成了碳匯.更多試驗針對鹽堿土吸收CO2轉(zhuǎn)化成DIC的影響因素進行研究.土壤吸收CO2與鹽度?堿度呈正相關,堿度對土壤吸收CO2的影響更強.同一堿度下,土壤吸收CO2由鹽度決定,不同鹽堿度的情況下,堿度是主要影響因素[23].CO2在鹽堿水中的溶解度遠高于在純水或酸性水中的溶解度,CO2在鹽堿水中的溶解度隨電導率呈線性增加,隨土壤堿度呈指數(shù)增加[24].所以土壤電導率是影響土壤吸收CO2的關鍵因素.鹽堿土壤是半干旱地區(qū)常見的土壤類型,碳酸鹽含量高,pH值高.干旱地區(qū)土壤條件為研究土壤和大氣之間二氧化碳交換和揭示吸收的二氧化碳去向提供了獨特機會.

本研究以內(nèi)蒙古河套灌區(qū)鹽堿土壤為對象,應用穩(wěn)定碳同位素技術(shù)分析不同電導率鹽堿土壤中添加13C-CO2后的土壤SIC13C值的變化和土壤固碳潛力.對于減緩氣候變化,全面評價干旱半干旱區(qū)鹽堿土壤碳庫動態(tài)對全球碳循環(huán)的貢獻具有重要意義.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)域位于內(nèi)蒙古河套灌區(qū)烏拉特前旗(108°11￠～109°54￠E,40°28￠～41°16￠N),東西長約250km,南北寬約50km,總面積約為111.93萬km2.土壤類型以第四紀沙湖相紅棕色黏土為主,氣候類型屬溫帶大陸性氣候,夏季炎熱,冬季寒冷,常年干旱少雨,降水集中于夏季,晝夜溫差較大,年平均日照3213.5h,無霜期為167d,年平均氣溫-7.7℃,年降水量為200～260mm,蒸發(fā)量為1900～2300mm[25].河套灌區(qū)灌溉面積約為73.33萬km2[26],灌區(qū)西、中部土壤鹽堿程度較輕,東部土壤鹽堿程度較重[27].河套灌區(qū)鹽堿土壤總面積約4.3×105hm2,其中,輕度鹽化面積1.3×105hm2,占30.23%;中度鹽化面積7.6×104hm2,占17.67%;重度鹽化面積3.6×104hm2,占8.37%[28].

1.2 試驗設置

采集樣地0～20cm表層土壤,使用無菌聚乙烯自封袋封存,測定土壤質(zhì)量含水量和土壤EC值后,經(jīng)風干、磨碎、過篩(2mm)處理后,測定土壤理化性質(zhì).選取6份10g土樣,水土質(zhì)量比為5:1,溶于水中,分別加入不同濃度NaCl,得到0, 1, 2, 3, 4, 5g/L的氯化鈉溶液,用電導率儀測定溶液電導率值,繪制電導率與氯化鈉溶液濃度的標準曲線,然后根據(jù)標準曲線調(diào)節(jié)供試土壤電導率為0,10,20,40,80mS/cm(表1).

表1 加入NaCl調(diào)節(jié)土壤電導率EC(mS/cm)

在培養(yǎng)開始前,每個培養(yǎng)瓶分別放入50g土樣,加入去離子水[35],在恒溫培養(yǎng)箱中密封培養(yǎng)7d,激活土壤中的微生物.預培養(yǎng)完成后,調(diào)節(jié)土樣電導率,進行不同電導率土壤交互試驗,同時,設置3個空白對照,將其放在25℃恒溫培養(yǎng)箱培養(yǎng),關閉玻璃瓶頂端三通閥.密閉培養(yǎng)24h后,將培養(yǎng)瓶抽為真空狀態(tài),添加13C-CO2,添加濃度為大氣中CO2濃度.培養(yǎng)開始24h后,從每個培養(yǎng)瓶中抽取200mL氣體,使用二氧化碳同位素分析儀檢測最終13C-CO2濃度(13C值為20000).當13C-CO2濃度檢測完成后,將培養(yǎng)瓶抽成真空,再加入已知濃度13C-CO2.第二次和第三次添加13C-CO2時,重復采用上述方法,包括CO2去除、13C-CO2注入和13C-CO2濃度檢測.第三次13C-CO2抽取完成后,密封恒溫培養(yǎng)60d.將土壤樣品取出,風干磨碎,檢測土壤無機碳(SIC)含量和土壤固相中SIC的13C值(13C-SIC).

土壤樣品浸入質(zhì)量分數(shù)為5.25%的次氯酸鈉24h,去除附著在土壤顆粒表面的13CO2.土壤樣品經(jīng)次氯酸鈉處理后在55℃下干燥12h,研磨并通過0.1mm篩網(wǎng),測量SIC含量和13C-SIC值.為了測定13C-SIC,將100mg過篩土壤與5mL100%的H3PO4在75℃、12mL密封容器中反應2h,生成CO2,生成的CO2由同位素比率質(zhì)譜儀測量.SIC碳同位素組成用符號表示[29].

1.3 土壤固碳潛力計算公式

式中:soild是土壤固相中儲存的13CO2的量,mg;SIC是培養(yǎng)瓶中添加13CO2后的SIC含量, g/kg;為土壤容重, g/cm3, 本研究取值1.05g/cm3;為培養(yǎng)瓶中的土壤體積, cm3;13Cadded和13Ccontrol分別是添加的13CO2和控制的δ3C-SIC值;st是Vienna Pee Dee Belemnite標準中的穩(wěn)定同位素比率(13C/12C= 0.0111797);1是13CO2的摩爾質(zhì)量,45g/mol;2是13C的摩爾質(zhì)量,13g/mol.

2 結(jié)果與分析

2.1 不同電導率土壤吸收δ13C-CO2量

第1天土壤13C-CO2平均吸收量較第3天高0.5830mg (圖1),土壤13C-CO2吸收量隨著時間延長而下降.

圖1 不同電導率土壤CO2吸收量

不同小寫字母表示不同土壤不同土層深度間差異顯著(<0.05)

圖2 土壤CO2累積吸收量與土壤電導率相關性分析

S1～S5土壤13C-CO2累積吸收量分別為3.264, 3.976,4.215,4.373,4.928mg,S5土壤累積吸收量比S1高1.664mg(圖1).S1～S5土壤CO2累計吸收量分別比S0提高12.70%、37.31%、45.59%、51.03%和70.18%.通過單因素 AVNOA方差分析表明, S1-S5差異顯著,電導率對土壤13C-CO2累積吸收量具有顯著影響.通過相關性分析,土壤電導率與土壤13C-CO2累積吸收量呈顯著正相關關系(2= 0.8054), 隨電導率升高,土壤13C-CO2累積吸收量增多(圖2).

2.2 不同電導率土壤無機碳含量變化

S1～S5土壤可溶性無機碳(DIC)含量分別為0.5474, 0.5282, 0.5198, 0.3503, 0.3178g/kg.不同電導率土壤DIC含量隨EC升高而降低(圖3).S1～S5較S0(對照土壤)相比,S1土壤DIC含量增加最多,比S0(對照土壤)DIC含量高0.4067g/kg.S5土壤DIC含量增加最少,比S0(對照土壤) DIC含量高0.1771g/kg.單因素 AVNOA方差分析顯示,不同EC土壤DIC含量呈現(xiàn)顯著差異 (<0.05).土壤EC對土壤可溶性無機碳含量具有顯著影響.相關分析表明EC與DIC含量呈顯著負相關關系(2=0.6096,<0.05) (圖4).

圖3 不同電導率土壤無機碳含量

不同小寫字母表示不同土壤不同土層深度間差異顯著(<0.05)

S1～S5土壤難溶性無機碳(SIC)含量分別為10.46, 8.969, 9.550, 8.824, 7.589g/kg (圖3).S1土壤SIC含量較S0(對照土壤)相比提高5.475%, S2～S5土壤SIC含量較S0(對照土壤)相比降低9.540%、3.68%、11.01%、23.46%.單因素AVNOA方差分析顯示,除S1和S3外,不同EC土壤有顯著差異(< 0.05).土壤EC對土壤SIC含量具有顯著影響.相關性分析表明,土壤EC與土壤SIC含量呈顯著負相關關系(2=0.7080,<0.05),隨著電導率增加,土壤SIC含量減小(圖4).

圖4 土壤無機碳含量與電導率相關性分析

2.3 土壤難溶性無機碳δ13C-SIC值變化規(guī)律

外源添加13C-CO2,鹽堿土壤SIC-13C值顯著增加(-5.299‰～-0.8341‰).EC為20mS/cm的S3土壤13C-SIC值最高-0.8341‰.EC小于20mS/cm土壤SIC-13C值從S1土壤-5.084‰到S3土壤-0.8341‰呈升高趨勢,EC大于20mS/cm時,S3土壤-0.8341‰到S5土壤-5.299‰呈下降趨勢(圖5).單因素 AVNOA方差分析表明,不同電導率土壤SIC-13C值差異顯著(<0.05),土壤中SIC有外源添加13C-CO2時,土壤可以將大氣CO2以難溶性無機碳的形式儲存在土壤中,鹽堿土壤具有碳匯作用.

圖5 土壤無機碳δ13C-SIC值

不同小寫字母表示不同土壤不同土層深度間差異顯著(<0.05)

2.4 不同電導率土壤固碳潛力

S1(0.4279mg)到S3(1.276mg)呈增加趨勢, S3(1.276mg)到S5(0.2749mg)呈下降趨勢(圖6),S3土壤固碳潛力最高,為1.2760mg.

S1～S5土壤固相保存碳占土壤δ13C-CO2吸收總量的比例分別是13.11%、16.53%、30.28%、12.74%、5.579%.EC為20mS/cm的S3土壤固相保存CO2比例最高;EC為80mS/cm的S5土壤固相保存CO2比例最低.方差分析表明各處理之間土壤固碳潛力具有顯著差異(圖6),土壤電導率對土壤固碳潛力具有顯著影響.

圖6 土壤固相儲存13CO2量

不同小寫字母表示不同土壤不同土層深度間差異顯著(<0.05)

3 討論

3.1 鹽堿程度對土壤CO2吸收量的影響

如圖1所示,S1～S5土壤CO2累積吸收量具有明顯增加趨勢.隨著土壤電導率升高,土壤CO2累積吸收量也隨之增加,電導率與土壤CO2累積吸收量呈顯著正相關關系.劉立家等[34]研究發(fā)現(xiàn),高電導率土壤對CO2吸收量產(chǎn)生正向影響,半干旱鹽堿沙漠生態(tài)系統(tǒng)存在土壤吸收大氣中CO2的現(xiàn)象,這與本研究結(jié)果一致.

土壤鹽分對土壤無機CO2通量有影響,但在較大的鹽分梯度下才能表現(xiàn).該試驗設置了較大電導率梯度,出現(xiàn)了一些明顯規(guī)律,電導率對土壤CO2吸收量具有較大影響,電導率是影響鹽堿土壤無機過程,特別是土壤CO2吸收量的關鍵因素.

3.2 鹽堿程度對可溶性無機碳的影響

S1～S5土壤可溶性無機碳含量隨電導率升高呈現(xiàn)下降趨勢.相關性顯示,電導率與土壤可溶性無機碳含量呈顯著負相關關系.王銀山等[35]研究表明,在一定土壤鹽堿條件下,土壤鹽分增強土壤淋溶作用,導致土壤可溶性無機碳淋失.

鹽堿土壤溶液鹽度和堿度均很高的情況下, CO2溶解度較高,在CO2(g)-CO2(aq)-HCO3-(aq)- CaCO3(s)無機碳平衡過程,CO2濃度增加促進平衡向右移動,可溶性無機碳含量增加;相反,土壤鹽離子較多將抑制無機碳平衡反應向右進行,土壤無機碳含量減少.土壤可溶性無機碳含量與EC、pH之間的相關性顯示,土壤可溶性無機碳含量與EC呈顯著負相關(2=0.6096,<0.05),土壤EC增加影響可溶性無機碳聚積,土壤含鹽量在一定程度上影響可溶性無機碳含量變化[36].

3.3 鹽堿程度對難溶性無機碳的影響

不同鹽堿程度土壤難溶性無機碳(SIC)含量不同.隨電導率增加,土壤難溶性無機碳含量降低,該結(jié)果與土壤可溶性無機碳含量和電導率的關系一致.土壤難溶性無機碳與電導率的相關性分析顯示,電導率與土壤難溶性無機碳呈負相關關系,電導率升高對土壤中的碳酸鹽形成產(chǎn)生抑制作用,電導率對土壤無機過程具有至關重要的影響.

另外,土壤鹽堿程度高增加對土壤生物毒害作用,限制植物根系生長,土壤生物活性降低,減緩有機質(zhì)分解速率,減少土壤中二氧化碳的分壓(CO2),抑制碳酸鹽形成[37].Zhao等[38]研究喀斯特地貌土壤鹽分對土壤碳含量的影響表明,土壤鹽分對土壤無機碳含量具有明顯影響,土壤鹽含量越高,越不利于無機碳形成和積累,高濃度鹽分離子對CaCO3形成過程的鹽離子產(chǎn)生抑制作用.Setia等[39]研究表明,鹽分含量間接影響土壤無機碳含量,鹽分含量升高加劇毒害土壤植物和微生物呼吸作用?消化反應、分解反應等過程,從而降低土壤生物活動,減少無機碳組分來源,減緩土壤有機物向無機物轉(zhuǎn)化過程,進而影響SIC含量.顏安等[40]對新疆干旱區(qū)鹽漬土壤碳分布研究結(jié)果表明,鹽分與無機碳含量及密度在整個土體呈負相關關系,在干旱半干旱區(qū)土壤碳平衡過程容易受到土體鹽分遷移的影響,淋溶效應改變碳酸鹽聚積.

3.4 基于碳同位素變化分析鹽堿土壤固碳潛力

該研究室內(nèi)培養(yǎng)試驗定量添加13C-CO2,經(jīng)過1個月培養(yǎng)后,土壤13C-SIC值顯著高于本底值.加入已知濃度13C-CO2后,為了避免添加高濃度13C-CO2與土壤顆粒表面黏附或碳酸鹽重結(jié)晶,在測量13C-SIC值之前,將堿性次氯酸鈉溶液加入土壤,對土壤進行前處理,碳酸鹽再結(jié)晶非常緩慢.該試驗對鹽堿土壤固定大氣CO2的量化分析結(jié)果顯示,部分吸附的13C能夠固定在土壤中.

鹽堿土壤固定13C的穩(wěn)定性對評估碳循環(huán)至關重要.同位素豐度變化表明,不同物質(zhì)中同一元素的同位素組成圍繞著某一平均值而變化.外源添加的13C-CO2進入土壤后,土壤吸收13C-CO2量升高,土壤難溶性無機碳同位素值增加.試驗結(jié)果表明,鹽堿土壤能夠固定大氣中吸收的CO2,土壤無機碳13C值變化規(guī)律與不同電導率土壤固定CO2的規(guī)律一致.土壤固定CO2含量越多,土壤無機碳13C值也隨之增大.測量13C-SIC之前,樣品前處理經(jīng)歷土壤水分和溫度的波動影響,土壤固定的13C仍然能夠存在,表明固定在土壤固相中的13C很可能是穩(wěn)定的.

穩(wěn)定同位素技術(shù)在探究C源和C匯過程中起到重要作用,碳穩(wěn)定同位素能夠量化土壤固定的碳,在陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)和全球碳收支方面具有重要意義.土壤中的CO2與土壤水分結(jié)合形成HCO3-, HCO3-與土壤中的鈣鎂離子和水分結(jié)合形成次生碳酸鹽,該過程是可逆的,始終存在土壤CO2與活躍碳酸鹽碳之間穩(wěn)定碳同位素的分餾交換[41].由于原生碳酸鹽和次生碳酸鹽的13C值具有較大區(qū)別,應用碳穩(wěn)定同位素技術(shù)測定土壤13C值可以鑒別不同碳酸鹽,進而判斷土壤固定大氣中CO2的量,為解決碳失匯問題提供數(shù)據(jù)支撐.張林等[43]測定內(nèi)蒙古荒漠草原不同土壤深度碳酸鹽13C值和土壤CO2的13C值,探討其剖面變化特征,應用碳穩(wěn)定同位素方法對原生碳酸鹽和次生碳酸鹽進行區(qū)分,運用模型定量次生碳酸鹽在形成和重結(jié)晶過程中對土壤CO2的固定量.利用碳同位素技術(shù)分析不同碳酸鹽的結(jié)果表明,土壤能夠固定CO2.本研究團隊通過添加高濃度13CO2發(fā)現(xiàn),新添加13CO2能夠在土壤無機碳中找到,并量化土壤固定碳的值.

4 結(jié)論

4.1 鹽堿土壤能夠吸收CO2,CO2累積吸收量隨土壤電導率升高而增加;土壤可溶性無機碳含量和土壤難溶性無機碳含量隨土壤電導率升高而下降.土壤電導率與土壤難溶性無機碳含量呈顯著負相關關系.

4.2 鹽堿土壤吸收CO2部分固存于土壤無機碳中,外源添加13C-CO2,鹽堿土壤SIC-13C值顯著增加.土壤EC為20mS/cm的土壤固相儲存13C-CO2量最高,土壤固碳潛力占土壤13C-CO2吸收總量比例最高.EC為80mS/cm固碳量最低為0.2749mg.固存13C-CO2總量占土壤吸收13CO2總量比例為5.579%.土壤EC小于20mS/cm,土壤SIC-13C值隨EC 增加呈升高趨勢;土壤EC大于20mS/cm隨EC 增加呈下降趨勢.

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Potential for fixing inorganic carbon in soils with different salinity levels.

LIU Yu-bin1,2, JIAO Yan1,2*, YANG Wen-zhu1,2, ZHANG Jing1,2, WANG Yan1,2, LING Ling1,2

(1.Key Laboratory of environmental chemistry of Inner Mongolia Autonomous Region, Hohhot 010022, China；2.Chemistry and Environmental Science College, Inner Mongolia Normal University, Hohhot 010022, China)., 2022,42(9)：4362～4368

The saline-alkali soil (EC=0.27mS/cm) in hetao irrigation area of Inner Mongolia was collected, and the soil conductivity was adjusted by NaCl to (0,10,20,40,80mS/cm). Based on stable carbon isotope, the soil CO2uptake and insoluble inorganic carbon content (SI) of soils with different conductivity were analyzed after adding quantitative13C-CO2) - the delta13C values. The results showed that salinic-alkali soil could absorb CO2, and the cumulative CO2uptake increased with the increase of soil conductivity (EC). The cumulative CO2uptake of S5(EC=80mS/cm) was 1.6640mg higher than that of S1(0.27ms /cm). Soil SIC content (2=0.7080,<0.05) and soil soluble inorganic carbon content (DIC)(2=0.6096,<0.05) were significantly negatively correlated with soil EC. The value of SIC-13C (-5.299‰～-0.8341‰) in saline-alkali soil increased significantly with the addition of13C-CO2. In EC, the highest13C-CO2concentration was 1.276mg in 20mS/cm soil, and the highest13C-CO2concentration was 30.28% in soil13CO2absorption. When EC was 80mS/cm, the lowest carbon sequestration was 0.2749mg, and the total13C-CO2sequestration accounted for 5.579% of the total13CO2sequestration.

Saline soils；carbon sequestration potential；carbon sequestration；carbon sinks；carbon isotopes；soil

X171

A

1000-6923(2022)09-4362-07

2022-01-11

國家自然科學基金(41865010);2020年內(nèi)蒙古自治區(qū)高等學校青年科技英才領軍人才(NJYT-20-A04);第十批內(nèi)蒙古自治區(qū)草原英才(2020);2022年度內(nèi)蒙古自治區(qū)杰出青年基金項目;2022年度內(nèi)蒙古自治區(qū)重點研發(fā)和成果轉(zhuǎn)化計劃(2022YFHH0035)

*責任作者, 教授, Jiaoyan@imnu.edu.cn

劉宇斌(1996-),男,內(nèi)蒙古呼和浩特人,內(nèi)蒙古師范大學碩士研究生,主要從事鹽堿土壤固碳潛力研究.