徐昕昕，李金全，方文卓，聶 明，方長明

(復(fù)旦大學(xué) 生命科學(xué)學(xué)院 生物多樣性與生態(tài)工程教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，上海 200438)

無機(jī)碳庫作為土壤碳庫的重要組成部分，約占土壤總碳庫的33%，主要分布在降水相對(duì)稀少的干旱、半干旱區(qū)[1-2]。近年來由于氣候變化，如全球變暖、極端氣候事件頻發(fā)，加劇了全球干旱區(qū)域面積的擴(kuò)張[3]，對(duì)土壤無機(jī)碳過程產(chǎn)生重要影響。根據(jù)來源的不同，土壤無機(jī)碳/土壤碳酸鹽(Soil Inorganic Carbon, SIC)可分為巖石成因和土壤成因無機(jī)碳兩種類型[4]。巖石成因碳酸鹽來源于母巖或成土母質(zhì)，未經(jīng)過風(fēng)化成土過程與環(huán)境發(fā)生交換作用，而土壤成因無機(jī)碳是指巖石成因無機(jī)碳被碳酸(CO2溶于水生成)溶解后，在土壤含水量降低時(shí)，溶液中游離的鈣離子(Ca2+)、鎂離子(Mg2+)與碳酸氫根離子結(jié)合，以CaCO3或MgCO3的形式在土壤中重新沉淀而形成的碳酸鹽巖[5]。由于受到土壤水分有效性和CO2分壓的影響，土壤成因碳酸鹽會(huì)發(fā)生溶解-再沉淀的物理化學(xué)過程[6]，即為碳酸鹽循環(huán)(式(1))，該反應(yīng)既可能固定CO2也可能釋放CO2。干旱地區(qū)水資源收支不平衡，大氣沉降與硅酸鹽風(fēng)化會(huì)帶來額外Ca2+與Mg2+的補(bǔ)充，導(dǎo)致碳酸鹽過程沉淀強(qiáng)于溶解[7]，當(dāng)1 mol CaCO3或MgCO3重新沉淀時(shí)會(huì)釋放出等體積的CO2。因此，無機(jī)碳同樣可能成為土壤CO2排放的潛在來源。碳酸鹽循環(huán)的主要過程為：

(1)

土壤CO2排放源的劃分對(duì)認(rèn)識(shí)土壤與大氣之間的碳通量具有重要意義[8]。然而，目前研究主要集中在土壤呼吸方面[9-10]，無機(jī)碳源對(duì)土壤碳排放的影響往往被忽略[11-12]。土壤呼吸包括異養(yǎng)呼吸(微生物呼吸)和自養(yǎng)呼吸(根呼吸)，是陸地生態(tài)系統(tǒng)的第二大碳通量[13]。然而，由于碳酸鹽基巖的風(fēng)化速度相對(duì)較低，因此一般研究認(rèn)為其對(duì)土壤CO2釋放的影響可以忽略[14-16]。但越來越多的研究結(jié)果顯示，土壤CO2釋放中存在很高非生物碳源貢獻(xiàn)[12,17-22]，并且在干旱地區(qū)，土壤無機(jī)碳風(fēng)化過程可能是大氣的重要碳源，對(duì)大氣CO2濃度產(chǎn)生重要影響[23]。Emmerich等[19]對(duì)亞利桑那州東南部灌木和草地群落CO2通量進(jìn)行4年的觀測(cè)，發(fā)現(xiàn)半干旱區(qū)土壤沒有成為大氣碳匯，土壤總碳儲(chǔ)量呈下降趨勢(shì)，碳損失主要源自無機(jī)碳的分解釋放。最新有研究報(bào)道發(fā)現(xiàn)，人類活動(dòng)可能會(huì)促進(jìn)源自無機(jī)碳過程的碳排放[24]。土壤呼吸和碳酸鹽過程的碳排放均會(huì)對(duì)大氣CO2濃度、氣候變化和全球碳平衡產(chǎn)生重要影響[22]。因此，從土壤總碳通量中分離源自有機(jī)碳和無機(jī)碳的CO2排放通量并分別開展研究，對(duì)于評(píng)估不同碳源對(duì)環(huán)境因素及氣候變化的響應(yīng)至關(guān)重要[21]。本研究選取我國溫帶地區(qū)由東向西沿經(jīng)向分布的13個(gè)樣點(diǎn)(圖1)，并采集不同土層樣品。利用碳穩(wěn)定同位素技術(shù)分離土壤有機(jī)碳源與無機(jī)碳源CO2通量，計(jì)算源自無機(jī)碳過程的釋放通量占總CO2釋放量的比例，定義為無機(jī)碳源對(duì)土壤CO2釋放的貢獻(xiàn)(fSIC)。與此同時(shí)，為了研究溫度和水分變化對(duì)fSIC的影響，本研究還設(shè)定不同溫度和土壤含水量試驗(yàn)組。本文初步探究了無機(jī)碳過程對(duì)土壤碳排放的貢獻(xiàn)及其驅(qū)動(dòng)因子，以期為評(píng)估無機(jī)碳源對(duì)土壤碳過程的影響提供理論和數(shù)據(jù)支撐。

圖1 采樣點(diǎn)分布圖Fig.1 Distribution map of sampling sites

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

本研究選取我國溫帶地區(qū)13個(gè)采樣點(diǎn)，包括從東到西依次為遼寧丹東、遼寧沈陽、河北秦皇島、北京、山西太原、內(nèi)蒙古呼和浩特、寧夏銀川、甘肅金昌、甘肅張掖、甘肅嘉峪關(guān)、新疆哈密、新疆烏魯木齊和新疆伊犁。橫跨40個(gè)經(jīng)度(81.02°～124.29°E)，年平均降水量變化范圍為90～908 mm(氣候數(shù)據(jù)來自中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng))。采樣地氣候信息見表1。

表1 采樣點(diǎn)地理位置與氣候信息

1.2 樣品采集及預(yù)處理

在每個(gè)采樣點(diǎn)，隨機(jī)選取相距一定距離(>1 km)的4個(gè)取樣位置，分0～10、35～50和70～100 cm深度采集土壤樣品，挑揀出較大礫石后裝入自封袋，盡快寄回實(shí)驗(yàn)室。所有樣品過2 mm土篩并挑去肉眼可見的細(xì)根、腐殖質(zhì)等。取出部分土壤樣品自然風(fēng)干用于后續(xù)理化性質(zhì)的測(cè)定，其余放入4 ℃冷庫中備用。同時(shí)，用環(huán)刀(200 cm3)采集土壤樣品，用于容重(BD)的測(cè)定。

1.3 土壤理化性質(zhì)測(cè)定

按照土水比1∶2.5加入去離子水，充分?jǐn)嚢瑁o置30 min后用數(shù)字酸度計(jì)(Seven Excellence S479-uMix, Mettler-Toledo, Switzerland)pH和電導(dǎo)率(Electrical Conductivity, EC)。利用激光粒度分析儀(Laser Particle Sizer, LS-CWM (2), OMEC, China)進(jìn)行粒徑分布分析。采用三氯化六氨合鈷([Co(NH3)6]Cl3)浸提—分光光度法[25]測(cè)定陽離子交換量(Cation Exchange Capacity, CEC)。使用電感耦合等離子體光譜儀(ICP)測(cè)定土壤鈣離子(Ca2+)、鎂離子(Mg2+)含量。土壤樣品過0.15 mm孔徑篩后，用元素分析儀(FlashSmart EA, ThermoFisher Scientific, USA)測(cè)定總碳(Total Carbon, TC)、土壤有機(jī)碳(Soil Organic Carbon, SOC)和總氮(Total Nitrogen, TN)含量，測(cè)定SOC時(shí)需預(yù)先將樣品酸化并烘干，土壤無機(jī)碳(SIC)含量為TC與SOC的差值。土壤微生物量碳(Microbial Biomass Carbon, MBC)的測(cè)定，氯仿熏蒸后采用0.5 mol L-1K2SO4浸提，再利用有機(jī)碳分析儀(vario TOC cube, Elementar, Germany)測(cè)試上清液中溶解性有機(jī)碳(DOC)含量，同時(shí)制備非氯仿處理的對(duì)照樣品[26]。土壤溶解性無機(jī)碳(Dissolved Inorganic Carbon, DIC)測(cè)定使用MBC試驗(yàn)中的對(duì)照組(非氯仿熏蒸浸提土壤)，有機(jī)碳分析儀可通過向液體樣品滴加3%的磷酸直接測(cè)試DIC含量。

1.4 樣品同位素分析

土壤有機(jī)碳同位素豐度值(δ13CSOC)： 土壤樣品研磨后過0.1 mm篩，利用同位素比質(zhì)譜儀(DELTA V Advantage, ThermoFisher Scientific, USA)測(cè)定樣品有機(jī)碳同位素值。在測(cè)定前需將樣品酸化預(yù)處理，烘箱60 ℃干燥脫酸后測(cè)試[20]。

土壤無機(jī)碳同位素豐度值(δ13CSIC)： 對(duì)上述研磨過篩后樣品利用GasBench Ⅱ-IRMS(ThermoFisher Scientific, USA)測(cè)定，樣品吹掃氣為高純氦氣，利用無水磷酸與無機(jī)碳反應(yīng)釋放CO2，無水磷酸使用前需放置在70 ℃加熱盤上熱熔[27]。

1.5 室內(nèi)培養(yǎng)實(shí)驗(yàn)

稱取相當(dāng)于20 g干重的新鮮土壤樣品培養(yǎng)于100 mL集氣瓶中，調(diào)節(jié)土壤含水量分別為田間最大持水量(Water Holding Capacity, WHC)的35%、60%和85%。集氣瓶口用丁基橡膠塞密封，安裝取氣閥以便后續(xù)氣體采集，樣品設(shè)置4個(gè)重復(fù)。將所有樣品在20 ℃下預(yù)培養(yǎng)7 d，以減小前期處理帶來的擾動(dòng)[28]。預(yù)培養(yǎng)結(jié)束后，將所有培養(yǎng)瓶轉(zhuǎn)移至低溫恒溫槽(DC0530，上海比朗儀器有限公司)。本研究將變溫培養(yǎng)的溫度范圍設(shè)定為5～30 ℃，以5 ℃為一個(gè)變溫步長。變溫培養(yǎng)從20 ℃開始，逐次升溫至30 ℃再降溫至5 ℃，最后回到20 ℃。每次改變溫度后，考慮到初始狀態(tài)對(duì)碳穩(wěn)定同位素豐度值(以下簡稱碳同位素值)的影響，需要令土壤樣品在目標(biāo)溫度下穩(wěn)定3～5 h，本研究中的穩(wěn)定時(shí)間計(jì)算參照Zhou等[29]的模型。穩(wěn)定期間，通過分流氣路一直往培養(yǎng)瓶內(nèi)通入零點(diǎn)空氣(無CO2的高純空氣，約0.75 L/min)，目的在于排除瓶內(nèi)累積的CO2并保持與后續(xù)密閉培養(yǎng)時(shí)相對(duì)一致的背景氣環(huán)境。在穩(wěn)定末期，利用真空泵抽取培養(yǎng)瓶內(nèi)空氣至真空，以便于排除土壤孔隙中初始的CO2.具體操作為先關(guān)閉瓶口一側(cè)三通閥，連接另一側(cè)三通閥與真空泵裝置，利用真空泵抽氣約10 min可保證瓶內(nèi)真空環(huán)境，并及時(shí)補(bǔ)充等量零點(diǎn)空氣保證瓶內(nèi)氣壓與外界大氣壓相等。真空到達(dá)時(shí)間和零點(diǎn)空氣補(bǔ)充體積在預(yù)試驗(yàn)中利用真空檢測(cè)儀與氣壓檢測(cè)器共同確定。上述操作完成后，將所有培養(yǎng)瓶密閉培養(yǎng)2～60 h(各溫度下密閉時(shí)間由預(yù)實(shí)驗(yàn)確定)，培養(yǎng)結(jié)束時(shí)，使用注射器采集瓶內(nèi)頂空氣體10 mL，利用氣體同位素分析儀(G2201-i, Picarro, USA)測(cè)定CO2氣體濃度與碳同位素值。在升溫和降溫過程中均需測(cè)定各溫度的CO2釋放，取兩次測(cè)量平均值作為該培養(yǎng)溫度下土壤碳釋放的速率和碳同位素值。最終，利用二元混合模型[30]計(jì)算各溫度下無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放的貢獻(xiàn)，二元混合模型計(jì)算公式為：

δ13CCO2=fSIC×δ13CSIC-(1-fSIC)×δ13CSOC，

(2)

式中，δ13CCO2為土壤碳排放CO2的碳同位素值(‰)；fSIC為土壤無機(jī)CO2通量占土壤總碳排放通量的百分比；δ13CSOC為土壤有機(jī)碳同位素值(‰)；δ13CSIC為土壤無機(jī)碳同位素值(‰)。

此外，考慮到無機(jī)碳過程發(fā)生的碳同位素值溫度和擴(kuò)散分餾，使用下列方法共同對(duì)實(shí)測(cè)氣體的同位素值進(jìn)行校正。溫度分餾公式為：

103lnα=-3.63 + 1.194×106/T2，

(3)

式中，α為碳酸鹽固體到CO2(g)之間的同位素分餾因子；T為開式溫度[31]。

擴(kuò)散分餾： 土壤CO2是指在給定土壤深度下填滿土壤孔隙的CO2，而土壤呼吸CO2是指在土壤—大氣連續(xù)體中擴(kuò)散的CO2，即土壤釋放的CO2.土壤呼吸CO2的同位素值由于分子擴(kuò)散作用產(chǎn)生分餾，其δ13C值比土壤剖面CO2的δ13C值低4.4‰[32]。

1.6 數(shù)據(jù)分析

采用線性回歸模型擬合表層土壤(0～10 cm)fSIC的經(jīng)向變化趨勢(shì)。采用單因素方差分析檢驗(yàn)不同土層間(0～10、35～50、70～100 cm)fSIC的差異顯著性，兩兩比較使用LSD檢驗(yàn)(α=0.05)。利用Friedmen雙向秩方差分析檢驗(yàn)不同溫度下fSIC的差異。使用Kruskal-Wallis檢驗(yàn)不同土壤含水量情況下fSIC的差異顯著性。所有數(shù)據(jù)在分析前均進(jìn)行正態(tài)性和方差齊性檢驗(yàn)。此外，采用Pearson相關(guān)分析fSIC與地理、氣候、土壤因子的相關(guān)性，并利用主成分分析(Principal Component Analysis, PCA)研究fSIC的主要驅(qū)動(dòng)因子。上述統(tǒng)計(jì)分析使用R(版本3.6.2)軟件完成，作圖采用SigmaPlot 12.5(Systat Inc., Point Richmond, California, USA)和R(版本3.6.2)共同完成。

2 結(jié) 果

2.1 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)的經(jīng)向變化趨勢(shì)

在培養(yǎng)溫度20 ℃、含水量為60% WHC時(shí)，研究區(qū)域表層土壤(0～10 cm)無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)(fSIC)的變化范圍為0.72%～4.44%，并呈現(xiàn)明顯經(jīng)向變化趨勢(shì)(圖2)?？傮w而言，沿經(jīng)度從東向西，fSIC表現(xiàn)出增大趨勢(shì)，并與干旱度(Aridity Index, AI)、土壤無機(jī)碳含量(SIC/TC)呈現(xiàn)顯著正相關(guān)關(guān)系(P<0.01)。

圖2 表層土壤無機(jī)碳源對(duì)碳釋放的貢獻(xiàn)(fSIC)與經(jīng)度(a)、干旱度(b)及無機(jī)碳含量(c)的關(guān)系Fig.2 The relationship between the contribution of soil inorganic carbon to carbon efflux (fSIC) and longitude (a), arid index (b) or inorganic carbon content (c) in topsoil圖中誤差棒表示標(biāo)準(zhǔn)誤差(n=4).

2.2 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)的剖面特征

培養(yǎng)溫度20 ℃、含水量60% WHC時(shí)，fSIC隨土層深度增加呈增大趨勢(shì)，不同土層間存在顯著性差異(P<0.05)，中層(35～50 cm)和底層(70～100 cm)土壤fSIC要顯著高于表層土壤(0～10 cm)(圖3)。在沿經(jīng)度從東到西的所有樣品中，0～10 cm土壤fSIC為2.70%±0.20%；35～50 cm土壤fSIC為3.50%±0.28%；70～100 cm土壤fSIC為3.58%±0.28%。

圖3 不同土層無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)(fSIC)的差異Fig.3 Differences of the contribution of inorganic carbon to soil carbon efflux (fSIC) among soil layers圖中誤差棒表示標(biāo)準(zhǔn)誤差(n=13)，誤差棒上不同字母表示組間差異顯著(α=0.05).

2.3 不同溫度下無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放的貢獻(xiàn)

當(dāng)土壤含水量為60% WHC時(shí)，在不同培養(yǎng)溫度下，所有樣品fSIC有顯著差異(P<0.001)，且隨培養(yǎng)溫度的升高而增大(圖4)。以表層土壤(0～10 cm)為例(圖4(a))，在相對(duì)較低的溫度下(如5、10、15 ℃)，fSIC隨著溫度上升略有增加，但上升不顯著。當(dāng)培養(yǎng)溫度繼續(xù)上升，無機(jī)碳貢獻(xiàn)比例出現(xiàn)較大幅度增加，高溫(如20、25、30 ℃)fSIC比低溫fSIC顯著增加。中層(35～50 cm)和底層(70～100 cm)土壤有相似規(guī)律(圖4(b, c))。隨培養(yǎng)溫度變化，0～10、35～50和70～100 cm的fSIC范圍分別為(2.14±0.17)%～(2.88±0.23)%、(3.06±0.23)%～(4.00±0.33)%和(3.41±0.23)%～(4.84±0.44)%。

圖4 不同溫度無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)(fSIC)的差異Fig.4 Differences of the contribution of inorganic carbon to soil carbon efflux (fSIC) among different incubation temperatures圖中誤差棒表示標(biāo)準(zhǔn)誤差(n=13)，誤差棒上不同小寫字母表示組間差異顯著(α=0.05).

2.4 不同含水量下無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放的貢獻(xiàn)

培養(yǎng)溫度為20 ℃時(shí)，不同土壤含水量(35%、60%、85% WHC)下，所有試驗(yàn)組fSIC均隨土壤含水量的增加而減小(圖5，見第128頁)。0～10和70～100 cm土層中，不同土壤含水量的試驗(yàn)組間差異顯著(P<0.05)，85% WHC試驗(yàn)組比35% WHC組fSIC顯著下降(圖5(a, c))。35～50 cm土層的3個(gè)土壤水分試驗(yàn)組，組間差異不顯著(P=0.238，圖5(b))。0～10、35～50和70～100 cm土層fSIC的變化范圍分別為(2.44±0.18)%～(3.06±0.23)%、(3.24±0.26)%～(3.91±0.30)%和(3.34±0.25)%～(4.10±0.31)%。

圖5 不同土壤含水量的無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)(fSIC)的差異Fig.5 Differences of the contribution of soil inorganic carbon to carbon efflux (fSIC) among different soil water contents圖中誤差棒表示標(biāo)準(zhǔn)誤差(n=13)，誤差棒上不同小寫字母表示組間差異顯著(α=0.05).

2.5 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)的相關(guān)性分析

采用Pearson相關(guān)分析fSIC與地理、氣候、主要土壤因子間的相關(guān)性，以相關(guān)系數(shù)達(dá)到“±0.8”為篩選標(biāo)準(zhǔn)，剔除共線性較強(qiáng)的變量。變量間相關(guān)系數(shù)的絕對(duì)值熱圖(圖6，見第128頁)表明，經(jīng)度與pH、DIC、土壤無機(jī)碳含量(SIC/TC)均存在強(qiáng)的共線性，DIC與SIC/TC有強(qiáng)共線性，EC和土壤粉粒含量(Silt)分別與Ca2+、土壤砂粒含量(Sand)有強(qiáng)共線性。故根據(jù)因子間相關(guān)分析結(jié)果和生態(tài)學(xué)實(shí)際意義，選擇刪去經(jīng)度、DIC、EC、Silt、BD和海拔指標(biāo)。

圖6 fSIC與地理、氣候及土壤因子的相關(guān)性系數(shù)熱圖(Pearson相關(guān)系數(shù))Fig.6 Correlation heatmap of fSIC, geography, climate and soil properties (Pearson correlation coefficients)圖中標(biāo)注系數(shù)均為原始相關(guān)系數(shù)的絕對(duì)值(0～1).MAT為年均氣溫；AI為干旱度；BD為土壤容重；EC為電導(dǎo)率；CEC為陽離子交換量；Ca2+為土壤中鈣離子含量；Mg2+為土壤中鎂離子含量；Clay為土壤黏粒含量；Silt為土壤粉粒含量；Sand為土壤砂粒含量；C/N為碳氮比；MBC為微生物量碳含量；SIC/TC代表土壤無機(jī)碳含量；DIC為可溶性無機(jī)碳含量.***P<0.001;**P<0.01;*P<0.05.

按照土層深度(0～10、35～50、70～100 cm)劃分，使用PCA法分析篩選后的氣候與土壤因子對(duì)fSIC的影響。PCA結(jié)果顯示，在3個(gè)土層上，AI、年均氣溫(Mean Annual Temperature, MAT)、SIC/TC、pH、Mg2+、Ca2+對(duì)fSIC的變化均有主要影響，其中AI與SIC/TC是fSIC最主要的驅(qū)動(dòng)因子(圖7(a, b, c))。結(jié)合前文相關(guān)分析結(jié)果，AI、SIC/TC、pH、Mg2+、Ca2+與fSIC有顯著正相關(guān)關(guān)系(P<0.05，圖6)，MAT與fSIC有顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系(P<0.05，圖6)。此外，土壤黏粒含量在部分土層中對(duì)fSIC有較強(qiáng)負(fù)效應(yīng)。C/N、MBC、Sand和CEC對(duì)fSIC無顯著影響。

圖7 在不同土壤層，fSIC與氣候、土壤因子的相關(guān)結(jié)構(gòu)關(guān)系Fig.7 Correlational structure of climate, soil properties and fSIC (the contribution of soil inorganic carbon) among different layers

3 討 論

3.1 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放影響的經(jīng)向變化趨勢(shì)和土壤剖面分布特征

在以往研究中，主要針對(duì)單個(gè)或少量樣點(diǎn)上對(duì)無機(jī)碳源的貢獻(xiàn)進(jìn)行量化[12,17-22]，未見區(qū)域尺度變化規(guī)律報(bào)導(dǎo)。本項(xiàng)研究在橫跨40個(gè)經(jīng)度范圍上選取13個(gè)樣點(diǎn)，首次揭示區(qū)域尺度上無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)沿經(jīng)度呈顯著上升趨勢(shì)(P<0.001)，發(fā)現(xiàn)土壤無機(jī)碳分解釋放的CO2通量占總碳排放通量的0.02%～12.94%，表明無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放的貢獻(xiàn)有明顯經(jīng)向變化趨勢(shì)。

另外，本文還發(fā)現(xiàn)，無機(jī)碳源釋放通量占總碳通量的比例隨著土層深度增加表現(xiàn)出顯著增大趨勢(shì)(P<0.05)，該發(fā)現(xiàn)與先前研究的結(jié)論一致[17,27,33]。在最近研究報(bào)道中，學(xué)者以0～180 cm不同深度的土層作為研究對(duì)象，利用碳穩(wěn)定同位素技術(shù)分離有機(jī)碳源和無機(jī)碳源通量，發(fā)現(xiàn)在表層土壤中，無機(jī)碳源對(duì)土壤碳排放的貢獻(xiàn)約為20%；而在底部土壤中，無機(jī)碳源的貢獻(xiàn)度可達(dá)60%[17]。在本研究中，表層土壤中源自無機(jī)碳分解釋放的CO2通量約占總碳排放的2.70%，深層土壤中無機(jī)碳源的貢獻(xiàn)比例約為3.58%，無機(jī)碳過程的相對(duì)貢獻(xiàn)較小，這可能是因?yàn)橥寥罒o機(jī)碳含量的差異所導(dǎo)致。同時(shí)，底層土壤的強(qiáng)堿性和高無機(jī)碳含量等性質(zhì)，可能極大限制了土壤中的生物過程，進(jìn)而加速了碳酸鹽反應(yīng)[33]。

3.2 溫度和土壤含水量對(duì)無機(jī)碳源貢獻(xiàn)的影響

本研究結(jié)果顯示，無機(jī)碳過程受到溫度變化的影響，高溫會(huì)顯著促進(jìn)土壤無機(jī)碳的分解釋放，該結(jié)論與先前研究報(bào)道的結(jié)果一致[34-35]。溫度會(huì)影響CO2在土壤溶液的溶解度，改變碳酸鹽循環(huán)中可溶性碳酸鹽離子的含量。根據(jù)亨利定律(Herry’s Law)，土壤溫度上升會(huì)導(dǎo)致亨利系數(shù)上升并造成溶液表面CO2分壓的下降[36-37]，土壤空氣中CO2的溶解度減小，使得更多CO2從土壤水中析出并向大氣釋放。故在一定范圍內(nèi)升高溫度，雖然土壤微生物活性增強(qiáng)，加速有機(jī)質(zhì)的分解快速產(chǎn)生CO2，但由于土壤溶液表面分壓的下降，碳酸鹽平衡依舊向無機(jī)碳沉淀的方向進(jìn)行[38]。同時(shí)，微生物在分解有機(jī)碳過程中產(chǎn)生酸根離子，會(huì)與土壤膠體吸附的金屬陽離子發(fā)生離子交換，從而提高金屬陽離子(Ca2+和Mg2+)的濃度，促進(jìn)無機(jī)碳過程向沉淀碳酸鹽的方向進(jìn)行[39-40]。此外，由于碳酸鹽礦質(zhì)表面疏松的孔結(jié)構(gòu)和內(nèi)部晶體結(jié)構(gòu)，低溫下，其表面對(duì)CO2有較強(qiáng)吸附能力，短期內(nèi)有一定儲(chǔ)存氣體分子的能力。但當(dāng)溫度上升，吸附力減弱，低溫下被吸附的CO2分子會(huì)逐步釋放，重新回到大氣中[34]。曾有研究以火星表面風(fēng)化層的玄武巖和黏土混合物為樣本，發(fā)現(xiàn)該混合物在溫度下降時(shí)吸收CO2，而溫度升高時(shí)解吸CO2[41-42]。

土壤含水量也會(huì)對(duì)碳酸鹽過程產(chǎn)生明顯影響，隨著土壤水分的下降，無機(jī)碳源對(duì)總CO2釋放量有更高貢獻(xiàn)。該結(jié)果與Schindlbacher[27]、Ramnarine[21]及Cater[18]等人的研究結(jié)果一致。土壤水分充足時(shí)會(huì)促進(jìn)碳酸鹽平衡向溶解無機(jī)碳的方向進(jìn)行[7,43]。水分同樣影響土壤通氣性，水分增加會(huì)減小土壤孔隙度，不利于氣體的擴(kuò)散，土壤空氣中的CO2會(huì)傾向于溶解[38]。而環(huán)境濕度的增加也有利于有機(jī)碳的積累，其礦化導(dǎo)致在相同溫度下土壤溶液表面CO2分壓的升高，促進(jìn)反應(yīng)朝溶解碳酸鹽的方向進(jìn)行[44]。此外，土壤濕度上升也會(huì)削弱礦物對(duì)CO2的吸附作用，即使在低溫下，高濕度環(huán)境中的礦物對(duì)氣體的吸附能力也較干燥狀況時(shí)顯著下降[42]。

3.3 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)的影響因子

地區(qū)氣候和土壤性質(zhì)是影響土壤碳排放的重要因素，最終對(duì)陸地生態(tài)系統(tǒng)過程起調(diào)節(jié)作用[45]。本研究發(fā)現(xiàn)，表層至深層土壤中，AI、MAT、SIC/TC、pH、Mg2+和Ca2+含量是影響fSIC的主要驅(qū)動(dòng)因子。結(jié)合碳酸鹽反應(yīng)平衡式(式(1))，推測(cè)在無機(jī)碳(SIC)含量豐富的地區(qū)，當(dāng)濕潤季節(jié)水分充足時(shí)，土壤空氣中的CO2與水生成碳酸，溶解部分無機(jī)碳固體，增加溶解性碳酸鹽的含量。而富含溶解性碳酸鹽的土壤環(huán)境又有助于CO2溶解反應(yīng)的進(jìn)行[46]。Cardinael等[17]在試驗(yàn)中發(fā)現(xiàn)，無機(jī)碳源CO2對(duì)總碳通量的貢獻(xiàn)(fSIC)受到土壤碳酸鹽占總碳含量比例(SIC/TC)的控制，兩者呈顯著正相關(guān)關(guān)系。同時(shí)，全球尺度上的遙感影像數(shù)據(jù)表明，無機(jī)碳儲(chǔ)量與土壤pH呈現(xiàn)顯著正相關(guān)[47-49]。高pH的土壤環(huán)境可以促進(jìn)CO2的溶解，有利于溶解性碳酸鹽的生成，為無機(jī)碳積累提供所需的堿性環(huán)境[44,50-51]。pH的變化還會(huì)影響土壤微生物群落組成[52]，伴隨pH上升，土壤中細(xì)菌和放線菌占據(jù)比例明顯升高[53]。有研究發(fā)現(xiàn)，在Ca2+濃度充足的情況下，細(xì)菌可以在幾天內(nèi)產(chǎn)生可觀測(cè)的碳酸鹽堆積[54]。土壤酸度還會(huì)直接影響土壤膠體表面分子或原子團(tuán)的解離，改變膠體表面可變電荷的數(shù)量，而土壤膠體表面電荷數(shù)量會(huì)直接影響其吸附離子的能力[55]。土壤顆粒表面可為陽離子吸附提供位點(diǎn)，如土壤黏粒通過與金屬離子間緊密的橋接作用，降低陽離子的含量[56]。CO2溶解生成的碳酸電離出的質(zhì)子會(huì)與土壤黏粒吸附的陽離子發(fā)生交換，增加金屬陽離子(如Mg2+、Ca2+)的含量[57-58]。當(dāng)土壤含水量發(fā)生下降時(shí)，游離態(tài)的Mg2+、Ca2+會(huì)與土壤中豐富的碳酸氫根離子結(jié)合，碳酸鹽平衡又會(huì)向著沉淀無機(jī)碳的方向進(jìn)行，同時(shí)釋放出源于無機(jī)碳源的CO2[57]。先前有報(bào)道發(fā)現(xiàn)，土壤溶液的電導(dǎo)率對(duì)碳酸鹽過程有促進(jìn)作用，電導(dǎo)率差距較大的不同鹽堿性土壤，會(huì)出現(xiàn)無機(jī)CO2通量的顯著差異[59]，但其中的調(diào)控機(jī)制并不清楚。由于土壤溶液的導(dǎo)電性能與堿土離子含量有直接關(guān)聯(lián)，本文通過相關(guān)分析同樣發(fā)現(xiàn)兩者間有很強(qiáng)的共線性(圖6)，推測(cè)土壤電導(dǎo)率可能本質(zhì)上是通過影響Mg2+、Ca2+含量，進(jìn)而調(diào)控碳酸鹽循環(huán)。

與此同時(shí)，AI與MAT可能通過影響土壤因子進(jìn)而調(diào)控碳酸鹽反應(yīng)平衡。隨著AI上升，水資源成為重要的限制因素，離子的移動(dòng)能力下降，土壤剖面上幾乎沒有淋溶作用造成的離子損失，無機(jī)碳更易沉淀，同時(shí)淋溶作用也會(huì)使碳酸氫鹽和Mg2+、Ca2+遷移至土層深處或隨地下水流失，無機(jī)碳通常難以累積或僅在深層積累[44]。該現(xiàn)象也在一定程度上解釋了無機(jī)碳源在深層土壤中有較高貢獻(xiàn)的原因。MAT會(huì)促進(jìn)土壤黏粒結(jié)構(gòu)的形成[60]，因此其可能通過影響土壤黏粒含量進(jìn)而調(diào)控?zé)o機(jī)碳過程。MAT還可能與AI共同作用影響植被類型和豐富度，影響外源有機(jī)質(zhì)的輸入[61]。本文還發(fā)現(xiàn)MAT對(duì)fSIC的影響程度有隨土層深度增加而上升的趨勢(shì)(圖7)，這與以往在有機(jī)碳分解研究中，發(fā)現(xiàn)氣候因素的影響主要體現(xiàn)在表層土壤的結(jié)論存在差異[62]，未來可能需要更大范圍的采樣與研究分析進(jìn)行論證。

3.4 無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放影響的不確定性

盡管本研究證實(shí)了無機(jī)碳分解釋放對(duì)土壤總碳排放有貢獻(xiàn)，但由于無機(jī)碳過程十分復(fù)雜，不僅受到眾多環(huán)境因素的影響，還與有機(jī)碳分解過程密不可分[63]，對(duì)于無機(jī)碳庫在土壤碳平衡中究竟是“源”還是“匯”，一直是學(xué)術(shù)界爭議的話題[64]。因?yàn)橐_定某個(gè)土壤碳過程并確認(rèn)其是碳源或碳匯，考慮的時(shí)間與空間尺度必須足夠大，并且要經(jīng)受住物質(zhì)平衡理論的考驗(yàn)[65]。本文通過控制試驗(yàn)發(fā)現(xiàn)土壤無機(jī)碳隨著溫度升高和土壤含水量下降，會(huì)出現(xiàn)分解釋放現(xiàn)象，但先前的一些報(bào)道中，在無機(jī)碳過程較為活躍的干旱荒漠區(qū)，低溫時(shí)期檢測(cè)到CO2“負(fù)通量”現(xiàn)象，即一段時(shí)間內(nèi)，土壤并未向大氣釋放CO2，反而吸收了附近空氣中的CO2，造成大氣CO2濃度的降低，在一定時(shí)期主導(dǎo)了土-氣界面碳交換的方向[66-68]。研究人員推測(cè)干旱、半干旱地區(qū)鹽堿土壤的改良過程伴隨溶解性無機(jī)碳向深層淋洗，進(jìn)入沙漠下的咸水層，在水平遷移后形成量級(jí)巨大的碳匯[69]。當(dāng)前對(duì)于土壤碳酸鹽循環(huán)的研究還非常匱乏且存在爭議，迄今為止，眾多研究未能完全解釋土壤中復(fù)雜的無機(jī)碳過程。未來研究中可能需要更精細(xì)化的試驗(yàn)手段(如多元素的同位素標(biāo)記示蹤、長時(shí)間尺度的控制實(shí)驗(yàn))，進(jìn)而深入探究無機(jī)碳源與土壤碳過程的關(guān)系以及對(duì)全球碳循環(huán)的影響，以助于準(zhǔn)確進(jìn)行全球碳評(píng)估與氣候變化預(yù)測(cè)。

4 結(jié) 論

無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放通量的貢獻(xiàn)(fSIC)存在明顯經(jīng)向變化趨勢(shì)和土壤剖面分布特征。在我國溫帶地區(qū)，fSIC沿經(jīng)度由東到西、隨剖面由表層至底層呈增大趨勢(shì)，并受到溫度和水分因子的調(diào)控。與此同時(shí)，土壤性質(zhì)SIC/TC、pH、Mg2+、Ca2+含量和氣候因素AI、MAT對(duì)fSIC有主要影響，其中AI與SIC/TC是無機(jī)碳源對(duì)土壤碳釋放貢獻(xiàn)最重要的兩個(gè)驅(qū)動(dòng)因子。本研究結(jié)果表明，忽視無機(jī)碳源釋放通量會(huì)高估土壤有機(jī)碳的分解釋放，進(jìn)而影響對(duì)全球碳周轉(zhuǎn)的評(píng)估。