楊娥女, 王寶榮, 姚宏佳, 黃懿梅, 安韶山,3

(1.西北農林科技大學 水土保持研究所, 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業(yè)國家重點實驗室,陜西 楊凌 712100; 2.中國科學院 水利部 水土保持與生態(tài)環(huán)境研究中心, 陜西 楊凌 712100;3.中國科學院大學, 北京 100049; 4.西北農林科技大學 資源環(huán)境學院, 陜西 楊凌 712100)

土壤有機碳庫作為陸地生態(tài)系統最大的碳庫[1]，其微小波動將可能對大氣二氧化碳(CO2)濃度甚至全球碳平衡產生重大影響[2]。最近的研究表明土壤有機碳在很大程度上其實是微生物殘體、植物分子聚合物以及它們的降解產物所組成的復雜混合物。植物源有機碳和微生物源有機碳主要貢獻有機碳的積累過程[3]。由于植物源有機碳和微生物源有機碳在形成、周轉時間和功能方面的差異，最近的研究將土壤有機碳(Soil organic carbon，SOC)劃分為顆粒態(tài)有機碳(Particulate organic carbon，POC)和礦物結合態(tài)有機碳(mineral-associated organic carbon，MAOC)兩種形式[4-6]。POC以植物大分子物質為主，具有高的C∶N比和較快的周轉速率，而MAOC則以微生物源組分為主，具有較低的C∶N和較慢的周轉速率[5]。由于這兩種碳庫的有機碳來源不同及物理保護機制的差異，POC和MAOC的變化特征影響土壤有機碳的穩(wěn)定性。POC和MAOC含量及其比例受植被類型影響。例如，Cotrufo等[4]關于歐洲草地和森林生態(tài)系統土壤POC和MAOC的研究表明，MAOC占土壤總有機碳的比例超過50%，草地和叢枝菌根林在MAOC中儲存了更多的土壤有機碳，而外生菌根林在POC中儲存了更多的土壤有機碳。而MAOC吸附的有機碳分子主體來源為微生物產物及其殘體物質。土壤黏粒和粉粒對SOM的吸附作用是土壤有機質穩(wěn)定的主要因素[7]。森林生態(tài)系統枯落葉是土壤有機碳的主體來源[8]，不易分解的植物殘體以物理遷移方式進入土壤主要貢獻POC的增加。草地生態(tài)系統由于地上植物組分低的生物量，地下植被組分(如根系分泌物和細根)成為土壤有機碳的主體來源[9]。這些小分子的根系分泌物被微生物利用進而直接形成一系列MAOC主要貢獻土壤有機碳的增加過程。

生物土壤結皮(Biological soil crusts，BSCs)是由藻類、地衣、苔蘚等隱花植物、細菌、真菌與土壤表層顆粒膠結形成的復雜有機復合體，占沙漠生態(tài)系統活體覆蓋的40%以上[10]。結皮定殖和發(fā)育過程有效地改善了土壤的物理、化學和生物學特性[11-12]，主要由于BSCs中固碳微生物和初等綠色植物可以固定大氣中的碳氮和捕獲空氣中懸浮的細土壤顆粒穩(wěn)定地表，進而促進土壤發(fā)育[13]。從最初的CO2微生物碳固定過程到隨后的初等維管植物發(fā)育進而貢獻土壤有機碳和養(yǎng)分增加過程。隨著國家退耕還林還草政策的實施，更有利于黃土高原BSCs定殖、發(fā)育和分布[14-16]。主要由微生物組成的生物土壤結皮成為退耕地上普遍存在的地被物，廣泛分布于草原區(qū)，森林草原區(qū)，森林區(qū)，其中在草原區(qū)的蓋度可以達到60%～70%[17]，BSCs在提高土壤表面穩(wěn)定性、增強土壤抵抗水蝕風蝕能力、改善土壤養(yǎng)分和促進土壤發(fā)育等方面發(fā)揮著重要作用[11]。

目前，關于BSCs對干旱和半干旱區(qū)生態(tài)系統功能作用已有大量研究[18]，然而，在植被生產力受限和黏粒含量缺乏的沙地生物土壤結皮中POC和MAOC變化特征尚不清楚。本研究將土壤有機碳庫劃分為POC(>53 μm)和MAOC(<53 μm)，探究黃土高原BSCs發(fā)育過程中POC和MAOC的變化特征及其對有機碳積累的相對貢獻。試圖闡明BSCs發(fā)育中沙質土壤POC和MAOC的形成過程，豐富干旱半干旱生態(tài)系統SOC形成和穩(wěn)定過程的理論依據。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)地處陜西省榆林神木六道溝流域(38°46′—38°51′N，110°21′—110°23′E)。流域面積6.89 km2，海拔1 081～1 274 m，主溝道長 4.21 km，100 m以上的溝道密度達 6.45 km/km2，溝谷面積占流域面積的 38.1%[19]。年平均氣溫9～14℃，屬于干旱半干旱季風氣候，寒暑分明，氣候比較干燥，年潛在蒸發(fā)量超過1 000 mm，降水年際變化較大，多年平均降水量為437 mm，且5—10月占全年降水的65%～85%。在該地區(qū)，生物結皮分布廣泛，由藻類和以苔蘚為主的結皮組成。土壤黏粒(<0.002 mm)，粉粒(0.002～0.05 mm)和砂粒(0.05～2.0 mm)的含量分別為0.33%～0.78%，9.81%～21.68%和77.54%～88.96%。

表1 研究區(qū)沙地基本信息

1.2 樣品的采集和處理

選擇神木六道溝流域采集不同發(fā)育階段的生物土壤結皮樣品，包括藻結皮(algae)，藻結皮(algae>80%)+少量蘚結皮(moss <20%)，蘚結皮(moss>80%)+少量藻結皮(algae<20%)，蘚結皮(moss)4個發(fā)育階段的生物土壤結皮和裸沙(Bare sand)作為研究對象。在每個結皮發(fā)育階段隨機選擇5個40 m×40 m的樣方(即5個野外重復)，每個樣方按“S”點選取12—15點，多點收集生物土壤結皮層，結皮層下0—2 cm，2—10 cm，10—20 cm共4個土壤層次的土壤樣品?；旌暇鶆驇Щ貙嶒炇?，剔除植物殘體和其他雜物過2 mm篩，在室內風干后過0.15 mm篩。

1.3 顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳的測定

顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳分離采用六偏磷酸鈉分散法[20]，即稱取過2 mm篩的風干土樣20 g于100 ml的塑料瓶中，加入60 ml六偏磷酸鈉(質量/體積=5%)，手動搖勻后在搖床上震蕩18 h。將混濁液過53 μm篩子，反復用去離子水沖洗，直至水流清澈為止。篩上粗質部分為POC(>53 μm)，篩下細質部分為MAOC(<53 μm)，用已知質量的500 ml燒杯收集上下組分，經60℃烘干稱重并記錄，計算其所占全土的質量占比。將燒杯中烘干土壤收集研磨過0.15 mm篩，用重鉻酸鉀—外加熱法測量其SOC含量[21]。土壤中POC，MAOC含量及質量占比(%)計算公式如下：

POC質量分離比=m顆粒態(tài)/m

POC=SOC顆粒態(tài)×POC質量分離比

POC絕對量=SOC顆粒態(tài)×m顆粒態(tài)

式中：m顆粒態(tài)表示分離后顆粒態(tài)有機碳組分的質量；m表示分離前的總土壤質量；SOC顆粒態(tài)表示顆粒態(tài)組分測得的土壤有機碳；MAOC計算將上述POC替換為MAOC即可。

1.4 黏粒含量測定

本研究采用USDA分類系統標準(砂粒范圍0.05～2 mm，粉粒范圍0.002～0.05 mm，黏粒范圍<0.002 mm)進行土壤砂粒、粉粒、黏粒的劃分。具體的操作步驟為：將土壤樣品風干后磨碎通過2 mm篩，用烘干法測定風干土壤的吸濕水含量。用萬分之一天平稱取10 g土樣，倒入500 ml的三角瓶中，后加入10 ml的濃度為0.5 mol/L的六偏磷酸鈉，并加蒸餾水至250 ml，充分搖勻，蓋上小漏斗，放到205℃沙浴鍋中煮沸 1 h，煮沸過程中用玻璃棒經常攪拌。冷卻后全部洗入1 000 ml的量筒中，最后將量筒內的懸浮液加蒸餾水至1 000 ml。根據室內溫度分別確定<0.05 mm，<0.02 mm和<0.002 mm的取樣深度及沉降時間。在對應時間用吸管吸取對應的懸濁液后，移入鋁盒，烘箱烘干后用萬分之一天平測定其質量，最后得到各粒級土粒的比例。

1.5 統計分析

用Excel和SPSS 22.0軟件進行統計分析，采用SPSS 22.0進行單因素和雙因素方差分析，確定生物土壤不同發(fā)育階段土壤顆粒態(tài)有機碳、礦物結合態(tài)有機碳的顯著性(p<0.05)及雙因素的交互作用，文中所有柱狀圖、散點圖均由Origin 2018繪制，圖表中數據為平均值±標準差。

2 結果與分析

2.1 生物土壤結皮發(fā)育過程中顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳變化特征

BSCs中顆粒態(tài)組分(>53 μm)質量占比遠大于礦物結合態(tài)組分(<53 μm)質量占比(圖1)，4個發(fā)育階段的顆粒態(tài)組分均小于Bare sand對照，而礦物結合態(tài)組分均大于Bare sand對照。在相同發(fā)育階段，顆粒態(tài)組分質量占比隨著土壤土層加深而增加；而礦物結合態(tài)組分質量占比隨著土壤土層加深而降低。

POC含量隨著土層深度而降低(圖2)。其中，在BSCs土層，隨著BSCs發(fā)育，POC含量由大到小為MO(9.47 g/kg)>MO-AL(6.39 g/kg)>AL(6.31 g/kg)>AL-MO(3.56 g/kg)(圖2A)。0—2 cm土層中，4個發(fā)育階段POC含量都顯著高于Bare sand對照(0.63 g/kg)，其中AL階段POC含量最高，為2.67 g/kg(圖2B)。

MAOC含量隨土層增加而降低(圖2)。其中，在BSCs土層，MAOC含量由大到小為MO(12.57 g/kg)>AL(7.40 g/kg)>MO-AL(7.23 g/kg)>AL-MO(5.27 g/kg)(圖2A)。與Bare sand對照相比，2—10 cm和10—20 cm土層，各發(fā)育階段的MAOC含量都有所增加，在2—10 cm土層，MO-AL，MO，AL和AL-MO比Bare sand對照分別增加了82.6%，75.4%，74.9%和65.2%(圖2C)；在10—20 cm土層中，MO-AL，AL-MO，MO和AL比Bare sand對照分別增加了84.0%，55.5%，35.9%和25.7%。

在BSCs和0—2 cm土層，MAOC絕對量高于POC絕對量(圖3A、圖3B)，在2—10 cm和10—20 cm土層，除MO-AL外，其他發(fā)育階段POC絕對量高于MAOC絕對量(圖3C、圖3D)，表明在BSCs層和結皮層下0—2 cm土層，微生物源有機碳-MAOC主要貢獻SOC的積累；而在結皮層下2—10 cm和10—20 cm土層，植物源有機碳-POC主要貢獻SOC的積累。

在BSCs土層，MO發(fā)育階段POC和MAOC絕對量均顯著高于其他發(fā)育階段，隨著生物土壤結皮發(fā)育，POC和MAOC絕對量是一個增加的過程(圖3A)；說明BSCs的定殖和發(fā)育促進了SOC的積累。隨著土層加深，各發(fā)育階段POC和MAOC絕對量趨于穩(wěn)定(圖3C，3D)。

注：Bare，Al，Al-Mo，Mo-Al和Mo分別表示裸沙、藻結皮、藻結皮+少量蘚結皮、蘚結皮+少量藻結皮和蘚結皮，誤差線表示標準差；大寫字母表示不同發(fā)育階段POC的顯著性，小寫字母表示不同發(fā)育階段MAOC的顯著性(鄧肯法，p<0.05)，下同。

2.2 生物土壤結皮發(fā)育過程中顆粒態(tài)有機碳、礦物結合態(tài)有機碳與SOC的關系

隨著BSCs發(fā)育，在BSCs土層，POC隨黏粒含量增加而增加，擬合函數為y=3.91+1.65x，R2=0.06(圖4A)；MAOC隨著黏粒含量增加而減少，擬合函數為y=12.17-2.66x，R2=0.15(圖4B)。說明MAOC趨于飽和狀態(tài)，隨著黏粒含量增加，MAOC的增加速率變慢，而POC沒有飽和。在BSCs和0—2 cm層土壤中，POC/MAOC與SOC的線性擬合斜率大于零(圖5A)，而在2—10 cm和10—20 cm層土壤中，它們的線性擬合小于零(圖5B)，表明與下層土壤相比，POC在表層土壤中增加更快，然而MAOC/POC與SOC的線性擬合趨勢與POC/MAOC相反，表明在有機物輸入相對較少的下層，MAOC增加量大于POC(圖5C，5D)。

圖2 生物土壤結皮發(fā)育階段顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳含量

圖3 生物土壤結皮發(fā)育階段顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳絕對量

表層土壤黏粒受限制，吸附在黏粒表面的MAOC飽和，不再吸附，更多的碳進入POC，所以POC隨著黏粒增加而增加。POC/MAOC在表層隨著SOC增加而增加，表明POC增加速率比MAOC快，因此在BSCs和0—2 cm土層，MAOC飽和，POC主要貢獻SOC的增加(圖4)。

在BSCS土層中，隨著BSCs發(fā)育，POC/SOC和MAOC/SOC比值均先減少后增加。在0—2 cm土層，與Bare sand對照相比，POC/SOC的值在各發(fā)育階段都有所增加，MO階段增加最快；而MAOC/SOC的值都低于Bare sand對照，但隨著發(fā)育進行(AL→AL-MO→MO-AL→MO)，MAOC/SOC一直緩慢增加。2—10 cm土層，各發(fā)育階段POC/SOC和MAOC/SOC值均低于Bare sand對照(表2)。線性擬合分析發(fā)現，在BSCs發(fā)育過程中POC和MAOC與SOC均存在顯著的正相關關系，說明POC和MAOC的增加促進了土壤有機碳的積累(圖6)。隨著SOC含量增加，碳含量相對較低的土壤中，MAOC對SOC的貢獻占主導地位，然而，MAOC有飽和的趨勢，不再隨SOC增加而增加。此時，SOC的增加通過POC的累積來實現。

圖4 顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳隨黏粒含量的變化特征

圖5 顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳的比值與土壤有機碳的關系

2.3 生物土壤結皮發(fā)育階段、土層及其交互作用對POC和MAOC的影響

為了探究生物土壤結皮發(fā)育階段、土層及它們的交互作用對POC和MAOC的影響，我們進行了雙因素方差分析。由表3可知，發(fā)育階段、土層及發(fā)育階段×土層交互作用的F值都大于p(p<0.05)，說明發(fā)育階段、土層及發(fā)育階段×土層交互作用對POC和MAOC的影響均為顯著，三者中土層的影響顯著程度最高。其中，對POC影響的顯著程度由大到小為土層(F=193.16)>發(fā)育階段(F=12.56)>發(fā)育階段×土層交互作用(F=9.83)；對MAOC影響的顯著程度由大到小為土層(F=391.34)>發(fā)育階段(F=19.30)>發(fā)育階段×土層交互作用(F=12.92)。

表2 顆粒態(tài)和礦物結合態(tài)有機碳與土壤有機碳的比值關系

圖6 生物土壤結皮發(fā)育過程中顆粒態(tài)和礦物結合態(tài)有機碳與土壤有機碳的關系

表3 雙因素方差分析

3 討 論

3.1 生物土壤結皮發(fā)育對顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳的影響

同一發(fā)育階段相同土層MAOC含量大于POC含量，這是由于MAOC受礦物保護，不易被微生物分解，是有機碳庫中相對穩(wěn)定的組分[22]，這與梁愛珍等關于東北黑土區(qū)顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳的研究結果相同[23]。而POC組分質量占比要遠高于MAOC組分質量占比(圖1)，這是因為沙地中沙粒含量很高，大多數土壤顆粒粒徑大于53 μm，小于53 μm的土壤顆粒占比較小，因此POC組分質量占比顯著高于MAOC組分質量占比。

BSCs是荒漠生態(tài)系統的重要組成部分，也是干旱區(qū)碳積累和釋放的關鍵因素[24-25]。BSCs的發(fā)育首先是抗干旱脅迫和干擾能力強的藍藻拓殖并形成藻結皮，藻結皮的定殖改變了土壤的微環(huán)境，增加了土壤的持水能力，進而為喜濕的蘚結皮發(fā)育創(chuàng)造條件。在BSCs層土壤中，隨著結皮發(fā)育，POC和MAOC含量呈增加趨勢，在MO階段POC和MAOC含量最高(圖2A，圖3A)。其他研究結果也發(fā)現，BSCs的發(fā)育有利于SOC的積累[26-28]。Dümig等[29]發(fā)現由藻類結皮演替到蘚類結皮，結皮層有機碳含量增加了1.8倍；Liu等[30]的研究發(fā)現隨著BSCs的演替，土壤微生物豐度和多樣性呈逐漸增加趨勢。其次，結皮層作為空氣和土壤連通的介質，其捕獲大氣降塵和顆粒及通過光合作用固定碳的能力隨著結皮發(fā)育而增強[25,29]。此外，不同發(fā)育階段生物土壤結皮的結構、功能和生物量存在顯著差異，導致進入土壤的凋落物數量和質量存在差異[31]，蘚結皮階段是生物結皮演替的高級階段，輸入的有機物多。吳麗等[32]研究了BSCs演替過程中生物量的變化，發(fā)現隨著結皮的發(fā)育演替，結皮中的光合生物量呈逐步增加。

3.2 不同土層生物土壤結皮發(fā)育下顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳

土壤有機碳的垂直分布與土壤質地和氣候密切相關，SOC隨黏粒含量和水分含量的增加而增加，隨溫度增加而降低；然而，植被覆蓋對SOC的影響大于土壤質地和氣候條件，覆蓋植被凋落物在地上地下及根際之間的分配決定了SOC的垂直分布特征。本研究結果表明，POC和MAOC隨著土層深度而降低。在BSCs層含量最高，0—2 cm土層含量次之，2—10 cm和10—20 cm土層含量要遠少于BSCs和0—2 cm土層， POC和MAOC含量在不同土層間存在顯著差異(p<0.05)(圖2，圖3)。因為生物結皮形成后，改善了BSCs層土壤的理化性質，使土壤有機質含量剖面分布呈表聚現象[33-34]。其次，結皮形成后，隱花植物和一些淺根系植物大量繁殖，他們的殘體、分泌物等被微生物分解成腐殖質，導致該層有機碳的積累[35]。BSCs對表層SOC影響顯著，對深層土壤影響不顯著。而許多研究也有類似結果[14,36-37]。

BSCs和0—2 cm土層中MAOC絕對量高于POC絕對量，由以微生物源有機碳為主要來源的MAOC貢獻SOC積累；而2—10 cm和10—20 cm土層POC絕對量高于MAOC絕對量，由以植物源有機碳為主要來源的POC貢獻SOC積累(圖3)。這是因為BSCs層和結皮層下0—2 cm土層微生物和土壤動物含量高[28]，微生物和動物通過自身新陳代謝、壞死等殘體累積有機碳，這也解釋了MAOC主要是微生物源有機碳[38]。POC主要貢獻2—10 cm和10—20 cm土層有機碳的原因是，一些小分子隨水淋溶到下層土壤中，吸附在POC和MAOC，然而下層MAOC飽和導致更多的碳分子吸附在POC上。

3.3 顆粒態(tài)有機碳和礦物結合態(tài)有機碳與有機碳的關系

在干旱半干旱區(qū)，生物結皮廣泛分布，改善了干旱半干旱的微環(huán)境，提高土壤養(yǎng)分，而土壤養(yǎng)分又促進結皮發(fā)育演替[39-40]。生物結皮在全球碳氮循環(huán)中扮演者重要角色，是干旱半干旱地區(qū)重要的碳、氮源[41-42]，生物結皮層固N被認為是干旱區(qū)和N限制生態(tài)系統土壤N輸入的主要來源[43]，生物結皮中的隱花植物如藍藻、地衣、苔蘚等都可以固定大氣中的N[44]，隱花植物還通過光合作用將空氣中的CO2固定在生物結皮土壤中[45]。

我們將POC/SOC和MAOC/SOC做了對比，發(fā)現在不同的發(fā)育階段和不同土層深度，POC/SOC和MAOC/SOC沒有明顯的變化規(guī)律(表2)。這可能是隨著生物土壤結皮發(fā)育，土壤的微環(huán)境逐漸改善，不同發(fā)育階段的不同土層養(yǎng)分含量、微生物數量等分布不均勻導致的[32,39]，同時，隨著生物結皮發(fā)育，結皮厚度增加，結皮顏色加深，表面更加粗糙，輸入土壤的凋落物數量和質量不同，所以POC/SOC和MAOC/SOC在不同發(fā)育階段和不同土層深度沒有明顯的變化規(guī)律。

在我們的研究中，POC，MAOC和SOC均有顯著的正相關關系(圖5)，表明生物土壤結皮定殖和發(fā)育顯著促進了SOC積累，這與許多研究結果相似[23,46]。POC隨著SOC的增加而增加，而MAOC隨著SOC的增加會飽和。由于微生物生物量的生態(tài)限制(例如競爭，捕食等)，土壤可能出現SOC飽和狀態(tài)，隨著土壤C輸入增加，與礦物相關的有機碳形成率降低，礦物相關的有機碳由微生物直接產生的化合物(即微生物細胞和細胞外化合物)組成[47]。MAOC主要吸附在礦物表面，隨著黏粒含量受限，礦物比表面積有限，礦物表面吸附的MAOC處于飽和狀態(tài)。因此隨著SOC的增加，MAOC有飽和的趨勢，不再隨SOC增加而增加。此時，SOC的增加通過POC的累積來實現。Cotrufo等[4]在歐洲草地和森林生態(tài)系統土壤研究中也得出了相同結果。因此，沙地土壤POC和MAOC與總SOC顯著關系也體現了沙土POC和MAOC對SOC的積累和保持的重要貢獻。

4 結 論

生物土壤結皮的定殖和發(fā)育能夠顯著增加土壤有機碳含量，在最初的土壤發(fā)育過程中，MAOC對SOC的貢獻占主導地位，然而由于沙土黏粒含量的缺乏，當MAOC趨于飽和時，SOC的增加主要由POC的積累來實現，這表明黏粒含量是這種黃土高原砂質土壤中穩(wěn)定碳積累的重要限制因素。在BSCs土層，由于MAOC的增加受到低粘土含量的限制， POC的累積速率比MAOC更快，MAOC處于飽和狀態(tài)。在BSCs和0—2 cm土層，以微生物源有機碳為主導的MAOC主要貢獻有機碳積累，在2—10 cm和10—20 cm土層，以植物源有機碳為主導的POC主要貢獻有機碳積累。