中圖分類號(hào)：S153 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A 文章編號(hào)：1007-0435（2025）07-2219-08

引用格式：，等.荒漠草原土壤碳分布特征及有機(jī)碳向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移[J].草地學(xué)報(bào)，2025，33（7）： 2219-2226 WANG Xue-ren，YAO Jia，ZHANG Pu-he，et al.Characteristicsof Soil Carbon Distribution and Transferof Organic Carbon to Inorganic Carbonate in Desert Steppe[J].Acta Agrestia Sinica，2025，33（7） ：2219-2226

Abstract：In this study，the desert steppe in Siziwangqi，Inner Mongolia wasused as the studyarea to investi gate the vertical distribution characteristics of soil carbon，and the stable carbon isotope technique Was used to differentiate lithogenic carbonate（LC） and pedogenic carbonate（PC），to quantify the amount of fixed CO₂ and the proportion of the source in the formation process of PC，and finally to quantify the transfer of SOC to SIC. The results showed that in the plant growth period， the SOC content in the soil was 3.38-10.84g?kg^-1 and3.44～12.28g?kg^-1 ，respectively，and both of them showed a decreasing trend with the deepening of the soil layer；the carbonate content in the soil was 28.14-189.61 g?kg^-1 and 27.47-192.13g?kg^-1 ，showing an increasing and then decreasing trend with the deepening of the soil layer.During the plant growth period，the PC content in the soil layers of 40-60cm ， 60-80cm and 80-100 cm were 82.40，and 25.44g?kg^-1 ，the amount of fixed CO₂ was 18.13，24.87 and 5.60g?kg^-1 ;and the proportion of soil respiration from the source was 56. 91% ，51. 91% ，and 65.91% ，respectively. Soil respiration released CO₂ was the main contribution. Finally，the amount of SOC transferred to carbonate in the three soil layers was calculated to be 5.16，6.46， and 1.84g?kg^-1 . This study had a preliminary investigation of carbon transfer and provided a theoretical basis for subsequent research on the“carbon cycle”.

Key words：Soil carbon;Stable isotope;Profile characterization;Pedogenic carbonate;Carbon transfer

土壤碳庫(kù)包括土壤有機(jī)碳（Soilorganiccarbon，SOC）和土壤無(wú)機(jī)碳（Soilinorganiccarbon，SIC），是陸地生態(tài)系統(tǒng)中最大且周轉(zhuǎn)時(shí)間最長(zhǎng)的碳庫(kù)[1。王壤碳庫(kù)既是維系地球生物化學(xué)循環(huán)的重要介質(zhì)，同時(shí)也在維持陸地生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)、分布和功能方面起到重要作用[2]，其含量極低的變動(dòng)也會(huì)引起全球氣候的巨大變化[3]。然而，以往的研究多集中于SOC^[4-5] ，而忽視了SIC在碳循環(huán)中的作用。土壤無(wú)機(jī)碳主要是指土壤碳酸鹽，而碳酸鹽根據(jù)其成因可分為原生碳酸鹽（Lithogeniccarbonate，LC）和次生碳酸鹽（Pedogeniccarbonate，PC）[6]。其中，次生碳酸鹽是指土壤風(fēng)化成土過(guò)程中形成的碳酸鹽，其與原生碳酸鹽的溶解及沉積平衡過(guò)程密切相關(guān)，在全球碳固持中起到重要作用。近年來(lái)，有研究者發(fā)現(xiàn)在干旱荒漠地區(qū)無(wú)機(jī)碳存在穩(wěn)定的“碳匯\"現(xiàn)象，因此土壤無(wú)機(jī)碳庫(kù)開始被更多的關(guān)注。

草地生態(tài)系統(tǒng)是陸地碳循環(huán)、碳截儲(chǔ)的重要組成部分，全球草地生態(tài)系統(tǒng)碳儲(chǔ)量約占全球陸地生態(tài)系統(tǒng)碳儲(chǔ)量的 15.2% 。在我國(guó)，草原土壤無(wú)機(jī)碳庫(kù)主要分布在北部及西北十旱地區(qū)草原和灌叢植被下[8]。內(nèi)蒙古荒漠草原位于我國(guó)北部地區(qū)，因其氣候干燥，較高的海拔及獨(dú)特的成土母質(zhì)等原因使得土壤內(nèi)含有大量的無(wú)機(jī)碳酸鹽[9]。土壤內(nèi)碳酸鹽存在一個(gè)溶解一沉淀一再結(jié)晶的動(dòng)態(tài)變化過(guò)程。在植物生長(zhǎng)期內(nèi)，植物的呼吸速率及有機(jī)碳的礦化速率提高，產(chǎn)生了大量 CO₂ 氣體，這些氣體與土壤中的水分發(fā)生化學(xué)反應(yīng)形成碳酸溶液，溶解了一部分碳酸鈣后生成重碳酸鈣，隨著土壤水分的蒸發(fā)，重碳酸鈣又沉淀成為碳酸鈣[10]。在整個(gè)過(guò)程中，土壤碳的轉(zhuǎn)移主要為間接轉(zhuǎn)移，即通過(guò) CO₂ 進(jìn)行轉(zhuǎn)移，整個(gè)轉(zhuǎn)移過(guò)程為 CO₂（g）CO₂（aq）HCO₃^-（aq） CaCO₃（s）^[11] 。在此過(guò)程中新生成的PC不但固存了大氣中的碳，還固存了有機(jī)質(zhì)分解釋放的碳[12]

碳同位素技術(shù)目前已廣泛應(yīng)用到環(huán)境科學(xué)領(lǐng)域，包括追蹤生物要素在生態(tài)系統(tǒng)中的循環(huán)過(guò)程[13]，定量評(píng)價(jià)碳組分變化[14]，定性研究碳物質(zhì)來(lái)源[15]，示蹤研究土壤的長(zhǎng)期碳過(guò)程等[16-17]。為定量探究土壤內(nèi)PC含量及SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移，本研究選取了內(nèi)蒙古四子王旗阿德格縣荒漠草原作為研究區(qū)，利用穩(wěn)定碳同位素技術(shù)，探討荒漠草原SOC、土壤無(wú)機(jī)碳酸鹽含量及其 δ¹³C 值剖面特征；同時(shí)結(jié)合土壤 CO₂ 0¹³C 值，對(duì)土壤PC及LC進(jìn)行區(qū)分并得出PC的量；隨后研究土壤PC在形成過(guò)程中對(duì)土壤 CO₂ 及大氣 CO₂ 的固存，得到SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移量。本研究對(duì)于揭示內(nèi)蒙古地區(qū)荒漠草原土壤碳庫(kù)的動(dòng)態(tài)特征提供數(shù)據(jù)支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)自然概況

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古自治區(qū)烏蘭察布市四子王旗阿德格野外試驗(yàn)基地 ?42^°02^′17^′′N，112^°30^′57^′′E 海拔 1327m. 。研究區(qū)土壤類型為淡栗鈣土，植被群落是以短花針茅（Stipabreuiflora）為建群種，無(wú)芒隱子草（Cleistogenes songorica）和櫛葉蒿（Neopallasiapectinata）為優(yōu)勢(shì)種，植物生長(zhǎng)季為5一10月。

1. 2 樣品采集與處理

于2023年5月（DS-5）和10月（DS-10）在四子王旗阿德格荒漠草原研究區(qū)內(nèi)隨機(jī)選取 5m×5m 樣方4個(gè)，各樣方內(nèi)按照“S”型設(shè)置采樣點(diǎn)5個(gè)，分別采取 0～10cm 10～20cm ， 20～40cm ， 40～60cm ，60～80cm，80～100cm 土層土壤，去除草根、石礫等雜質(zhì)后，將同一個(gè)樣方內(nèi)同一深度的土壤混合均勻后取 1kg 裝入自封袋帶入實(shí)驗(yàn)室，自然風(fēng)干后，一部分土樣研磨后過(guò) 0.25mm 篩，另一部分過(guò) 0.15mm 篩，前者用于后續(xù)土壤碳酸鹽含量的測(cè)定，后者用于SOC、SOC定同位素值 （S¹³C_soc） 、碳酸鹽穩(wěn)定同

位素值 （S¹³C_src） 的測(cè)定。

在采集土樣的同時(shí)，將不同長(zhǎng)度頂端打孔的PVC管插人相應(yīng)深度的土層，進(jìn)行土壤 CO₂ 氣體的采集。在進(jìn)行氣體采集前，利用小型抽氣泵抽空管內(nèi)氣體并將管口進(jìn)行密封處理。待管內(nèi)氣體穩(wěn)定24h 后，利用抽氣泵抽取管內(nèi)氣體并通入 500mL 氣袋進(jìn)行保存。

1.3 測(cè)定方法

土壤基本理化性質(zhì)的測(cè)定均采用常規(guī)分析方法[18]：SOC含量測(cè)定采用濃硫酸-重鉻酸鉀外加熱法；SIC含量的測(cè)定采用氣量法。

SOC δ¹³C 值的測(cè)定采用鹽酸處理法[19]；土壤無(wú)機(jī)碳酸鹽及土壤母質(zhì) δ¹³C 值的測(cè)定采用磷酸法[20]。

碳穩(wěn)定性同位素比率的表示方法[21]： δ¹³C 值表示樣品中的兩種碳同位素比值相對(duì)于某一標(biāo)準(zhǔn)對(duì)應(yīng)比值的相對(duì)千分差，是描述樣品與標(biāo)準(zhǔn)樣品相比較時(shí) δ¹³C 天然豐度變異程度的指標(biāo)。其計(jì)算公式為：

在上述公式中，標(biāo)準(zhǔn)樣品一般為美國(guó)南卡羅萊納州白堊系皮狄組地層中的美洲擬箭石（PDB），其δ¹³C=0.01124 。

1.4 計(jì)算方法

在開放土壤體系中，碳存在一種相的變化：CO₂（g）CO₂（aq）HCO₃^-（aq）CaCO₃（s） ，這種變化過(guò)程伴隨著與當(dāng)?shù)販囟认嚓P(guān)的同位素分餾，從CO₂ （g）到 CaCO₃ （s）的同位素分餾與溫度之間存在如下關(guān)系：

1000lna=-3.63+1.194×10⁶/T²

式中 a 為同位素分餾因子，T代表開氏溫度。經(jīng)測(cè)定，該地5月份和10月份均溫為 24.7^°C 及18.3^°C 。代人計(jì)算后 α 分別為 1.00972，1.01022 后由公式（3）可由土壤 CO₂ 8¹³C 值計(jì)算出PC的δ¹³C 值。

δ¹³C_PC=δ¹³C_CO2+α

隨后，利用以下同位素平衡方程式（4）可以計(jì)算出PC在土壤SIC中所占據(jù)的比例及具體質(zhì)量。PC（%）=[δ¹³C_stc-δ¹³C_pm]/[δ¹³C_pc-δ¹³C_pm]×100%

式中， δ¹³C_src 代表土壤碳酸鹽的 δ¹³C 值； δ¹³C_pm 代表土壤母質(zhì)的 δ¹³C 值。

在碳酸鹽沉積之前， HCO₃^- 中的碳有 1/2 來(lái)自土壤 CO₂ ，因此土壤PC形成及重結(jié)晶過(guò)程中固定的CO₂ 的質(zhì)量可以通過(guò)公式（5）（6）計(jì)算得出。

N_CO2=1/2×m_PC/M_PC

m_CO2=N_CO2×M_CO2

式中， N_CO2 為 CO₂ 的物質(zhì)的量； m_PC 為次生碳酸鹽的質(zhì)量； M_PC 為PC的摩爾質(zhì)量； m_CO2 為 CO₂ 的質(zhì)量； M_CO2 為 CO₂ 的摩爾質(zhì)量。

土壤內(nèi) CO₂ 氣體的 δ¹³C 值由土壤呼吸作用及大氣所共同決定，因此依據(jù)PC豐度法和公式（7），可得出土壤氣體中來(lái)自土壤呼吸及大氣的 CO₂ 比例。

δ¹³C_CO2=δ¹³C_soc×a%+δ¹³C_air×b%

式中， δ¹³C_soc 為SOC的 δ¹³C 值； δ¹³C_air 為當(dāng)?shù)卮髿獾?δ¹³C 值； a% 代表土壤呼吸作用產(chǎn)生的 CO₂ 占總CO₂ 的比例； 6% 表示來(lái)自大氣的 CO₂ 占總 CO₂ 的比例。

有研究表明[22]，微生物與植物的呼吸作用約占土壤呼吸作用的 50% ，由此可以推測(cè)SOC的分解作用約占土壤呼吸作用所釋放 CO₂ 的 50% 。因此可以計(jì)算出PC形成過(guò)程中固定來(lái)自SOC分解的 CO₂ 的質(zhì)量為：

m_soc-co2=1/2×a%×m_co2

1. 5 數(shù)據(jù)處理與分析

采用Exce12016進(jìn)行數(shù)據(jù)匯總及作圖；采用SPSS20.0進(jìn)行數(shù)據(jù)分析。

2 結(jié)果與分析

2.1不同時(shí)期SOC及其穩(wěn)定同位素分布特征

四子王旗荒漠草原SOC含量范圍在5月和10月分別為 3.38～10.84g?kg^-1 及 3.44～12.28 g?kg^-1 ，且兩個(gè)時(shí)期SOC含量均呈現(xiàn)出隨土層的加深而減少的變化趨勢(shì)（圖1）。在10月份該地 0～10 cm土層SOC含量增加了 13.32% 10～20cm 土層SOC含量增加了 17.58% 。 20～100cm 土層SOC含量變化幅度較小，除 60～80cm 土層SOC含量出現(xiàn)較小程度降低外 （-3.32%） ，其余土層SOC含量均升高，但這種變化并不顯著。

四子王旗荒漠草原SOC δ¹³C 值介于一 25%～ -23‰ 之間，呈現(xiàn)出先增加后降低的趨勢(shì)。在5月份，SOC δ¹³C 值在 20～40cm 處出現(xiàn)最大值（-23.32%） ；在10月份，SOC δ¹³C 值在 40～60cm 處達(dá)到最大值 （-23.90%） 。 0～40cm 土層SOCδ¹³C 值在兩個(gè)時(shí)期之間具有較大差異，且在 0～ 10cm 及 20～40cm 土層之間具有顯著差異；但在40～100cm 土層無(wú)顯著差異。

2.2 不同時(shí)期土壤碳酸鹽及其穩(wěn)定同位素分布特征

荒漠草原土壤碳酸鹽含量較為豐富，且隨著土層的加深呈現(xiàn)出先增高后降低的趨勢(shì)， 0～10cm 土壤碳酸鹽含量最低，在5月份及10月份分別為28.14和 27.47g?kg^-1 ；在 60～80cm 處達(dá)到峰值，兩個(gè)時(shí)期碳酸鹽含量分別為189.61和 192.13g?kg^-1 （圖2）。相對(duì)于土壤有機(jī)碳來(lái)說(shuō)，土壤碳酸鹽性質(zhì)更為穩(wěn)定。因此，在10月份，土壤碳酸鹽含量?jī)H出現(xiàn)了輕微變化：除 0～10cm 土層土壤碳酸鹽含量減少了 2.38% 之外，其余土層土壤碳酸鹽含量分別增加了 2.27%，5.36%，0.94%，1.33% 和 1.69% O

同時(shí)，四子王旗荒漠草原土壤碳酸鹽碳穩(wěn)定同位素值在5月份及10月份無(wú)顯著差異。兩個(gè)時(shí)期王壤碳酸鹽穩(wěn)定碳同位素值均呈現(xiàn)先降低后增加的趨勢(shì)，在 20～40cm 土層達(dá)到最低值，分別為-9.26% ，-9.13%;在 80～100cm 處達(dá)到最高值，分別為一 ， -3.59% 。

2.3土壤 CO₂ 同位素分布特征

在5月份及10月份， 0～60cm 土層土壤 CO₂ δ¹³C 值呈現(xiàn)出不同的變化趨勢(shì)。在5月份，土壤CO₂ 0¹³C 值隨土層深度增加呈現(xiàn)出先增長(zhǎng)后降低的趨勢(shì)，并在 60～80cm 處時(shí)達(dá)到最高值（ -16.12%） ，且在 0～10cm 土層具有最小值（-19.14%） ）；而在10月份，土壤 值則隨著土層深度的增加呈現(xiàn)降低-增高-降低的趨勢(shì)，在 0～ 10cm 土層處具有最大值 （-16.21%） 。土壤 CO₂ δ¹³C 值在 0～60cm 處遞減，且在 40～60cm 處達(dá)到最低值 （-18.23%） 。

2.4土壤SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移

2.4.1PC占比及含量 0～40cm 土層與外界大氣相接，土壤-大氣界面存在著無(wú)休止的氣體交換，因此 0～40cm 土層的 CO₂ 的 δ¹³C 值存在很大的誤差，不能反映土壤內(nèi) CO₂ 真實(shí)的 δ¹³C 值。因此僅對(duì)40cm 以下土層PC相關(guān)指標(biāo)進(jìn)行計(jì)算，計(jì)算結(jié)果見表1。

在 40～60cm，60～80cm，80～100cm 土層內(nèi)，隨土層深度的增加，土壤PC的 δ¹³C 值呈現(xiàn)出先增高后降低的趨勢(shì)，在 60～80cm 處達(dá)到最大值，為－6. 63‰ ，并在 80～100cm 處達(dá)到最低值，為 -7.58‰ 。PC占比隨著土層深度的增加而降低，在這三個(gè)土層內(nèi)，PC占比分別為 76.86%，59.26%，23.08% ；含量分別為82.40，113.05和25 .44g?kg^-1 。

2.4.2土壤SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽轉(zhuǎn)移的量經(jīng)計(jì)算可知，四子王旗荒漠草原 40～60cm ， 60～80cm ，80～100cm 土層平均每千克土壤固定 CO₂ 分別為18.13，24.87和 5.60g 。對(duì)土壤碳酸鹽固定的 CO₂ 來(lái)源進(jìn)行計(jì)算區(qū)分，發(fā)現(xiàn)土壤固定的 CO₂ 主要來(lái)源為土壤呼吸，其占比為 51.91%～66.11% 。隨著土層的加深，固定土壤呼吸產(chǎn)生的 CO₂ 質(zhì)量呈現(xiàn)出先降低后增加的趨勢(shì)。由公式 （6）～（8） 可以計(jì)算出在整個(gè)植物生長(zhǎng)季，土壤 40～60cm ， 60～80cm ， 80～ 100cm 土層每千克土壤固定來(lái)自大氣的 CO₂ 質(zhì)量分別為7.81，11.96和 1.92g ，固定來(lái)自SOC分解的 CO₂ 質(zhì)量分別為5.16，6.46和 1.84g 。

3討論

3.1荒漠草原SOC及同位素值分布特征

由圖1可知，在整個(gè)植物生長(zhǎng)季，隨著土層深度的增加，土壤SOC含量逐漸降低。在10月份， 0～ 20cm 土層SOC含量在 0～100cm 總有機(jī)碳含量中的占比從 47.89% 增加到了 50.63% 。這是因?yàn)槠浯怪狈植继卣髦饕艿絼?dòng)植物殘?bào)w的輸入量以及土壤剖面的發(fā)育過(guò)程影響[23]。在10月份，草原植物開始逐漸凋落，作為有機(jī)質(zhì)源輸入至土壤[24]，此時(shí)土壤有機(jī)質(zhì)的輸入速率大于分解速率，因此SOC含量較高。隨著土層深度的增加，有機(jī)碳含量開始減少，這是因?yàn)樯顚油寥牢⑸飻?shù)量減少，植物根系分布減少，因而造成了SOC的降低。

在5月份，隨著土層深度的增加， SOC8¹³C 值先升高后降低，并在 20～40cm 處達(dá)到最大值（-23.32%） 1。 0～40cm 土層內(nèi)SOC δ¹³C 值隨著土層深度增加而增高的原因是有機(jī)質(zhì)的分解降低了SOC含量，導(dǎo)致了碳同位素的分餾效應(yīng)增強(qiáng)6，因此呈現(xiàn)出升高趨勢(shì)。而在10月份，當(dāng)?shù)氐臍鉁亻_始降低，生物活動(dòng)性降低，導(dǎo)致碳同位素的分餾效應(yīng)降低，因此在整個(gè) 0～60cm 土層，10月份的SOCδ¹³C 值要低于5月份。

3.2荒漠草原土壤碳酸鹽及同位素值分布特征

由圖2可知，土壤內(nèi)碳酸鹽含量隨土層深度的增加呈現(xiàn)出先升高后降低的狀態(tài)，并在 60～80cm 達(dá)到最大值，且在兩個(gè)時(shí)期并無(wú)顯著差異。這是因?yàn)橄噍^于SOC，土壤碳酸鹽具有更好的穩(wěn)定性[25]。表層土壤碳酸鹽含量最低，僅有 27.47～28.14g?kg^-1 。這是因?yàn)楸韺油寥肋h(yuǎn)離母質(zhì)層，易受到風(fēng)蝕影響[26]。其碳酸鹽主要來(lái)自大氣中的灰塵顆粒，且以LC，PC形式存在的碳酸鹽較少[27]。隨后，在 0～80 cm土層，土壤碳酸鹽含量逐漸增加的原因主要為研究區(qū)土壤在 40cm 之下，存在含有大量碳酸鹽的鈣積層[28]。同時(shí)，土壤深度越大就愈發(fā)接近土壤母質(zhì)層，而當(dāng)?shù)赝寥滥纲|(zhì)主要成分為碳酸鹽[29]，因此土壤深層碳酸鹽含量較高。另外，雨水溶解了一部分的 CO₂ ，形成碳酸溶液，溶解了一部分的重碳酸鈣，在土壤內(nèi)因重力作用向下遷移，因此增加了深層土壤碳酸鹽的含量[11]。

在整個(gè)植物生長(zhǎng)季，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值基本沒(méi)有發(fā)生變化，這與前人的研究結(jié)果相似[12]。在 0～40cm 土層，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值逐漸降低。這是因?yàn)檫@一部分的土壤接近大氣層，受大氣中 CO₂ 影響，距離大氣較近的土壤碳酸鹽 δ¹³C 值偏正[30]。在20～40cm 處土壤碳酸鹽 δ¹³C 值最低，這是因?yàn)樵撏翆由锏纳顒?dòng)較強(qiáng)，包括植物及微生物的呼吸以及土壤內(nèi)有機(jī)質(zhì)的氧化分解[31]，導(dǎo)致土壤中 CO₂ 濃度增大，且此過(guò)程基本不產(chǎn)生同位素分餾[32]，因此該土層土壤碳酸鹽 δ¹³C 值最低。隨后，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值在 40～100cm 土層逐漸升高，這是因?yàn)橥翆釉缴畋阌l(fā)接近土壤母質(zhì)層，而本實(shí)驗(yàn)測(cè)定土壤母質(zhì) δ¹³C 值為 ，與土壤 100cm 處碳酸鹽δ¹³C 值接近。

3.3荒漠草原土壤 值分布特征

荒漠草原土壤 CO₂ 0¹³C 值在5月份和10月份出現(xiàn)了不同的變化趨勢(shì)。在 0～60cm 土層，在5月份，隨著土層深度的增加，土壤 CO₂ 8¹³C 值逐漸升高。這可能是因?yàn)檠芯繀^(qū)主要植被為灌木叢，其根系較深，分布較廣，造成了土壤結(jié)構(gòu)疏松，加大了王壤CO₂ 與大氣 CO₂ 之間的氣體交換[33]，因此土壤 CO₂ δ¹³C 值逐漸升高。10月份，土壤表層 CO₂ 8¹³C 值降低，且隨著土層深度的增加，土壤 值呈現(xiàn)遞減趨勢(shì)，這與張林等[6.34]的研究結(jié)果相似。這是因?yàn)橥寥雷陨硭傻?CO₂ 氣體主要來(lái)源于植物根系呼吸、土壤有機(jī)質(zhì)的分解等[35]。在10月份，大量植物凋落物成為土壤有機(jī)質(zhì)的來(lái)源，土壤呼吸分解有機(jī)質(zhì)產(chǎn)生的 CO₂ 的 δ¹³C 值會(huì)最大程度上繼承有機(jī)質(zhì)的 δ¹³C 值，而有機(jī)質(zhì) δ¹³C 值相對(duì)較小，因此導(dǎo)致了0～20cm 土壤 CO₂ 0¹³C 值降低[36]。同時(shí)， CO₂ 相對(duì)分子質(zhì)量較高，沿著土壤剖面會(huì)出現(xiàn)自然下沉的狀況[，因而出現(xiàn)了10月份土壤 CO₂ 0¹³C 值略高于5月份的情況。

在 60～100cm 土層，土壤 CO₂ 0¹³C 值基本趨于穩(wěn)定，且變化趨勢(shì)相同，這與前人的研究結(jié)果相似[38-39]。這是因?yàn)橥寥雷陨砩傻?CO₂ 具有極強(qiáng)的穩(wěn)定性，同時(shí)該研究區(qū)土壤內(nèi)含有鈣積層，削弱了土壤自身生成的 CO₂ 與大氣中 CO₂ 的氣體交換，減小了大氣 CO₂ 的影響。

3.4SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移

在整個(gè)植物生長(zhǎng)季，土壤內(nèi) 40～60cm ， 60～ 80cm 和 80～100cm 的土層SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移量分別為5.16，6.46和1. 84g?kg^-1c 其中 80～100cm 土層固定 CO₂ 最少，這是因?yàn)樵撏翆覵OC含量較低，碳酸鹽含量較高，在一定程度上抑制了LC的溶解，因此土壤中形成PC含量較低[34]。同時(shí)，由于鈣積層的存在，土壤孔隙度降低，大氣氣體無(wú)法混入，因而該土層PC形成或重結(jié)晶過(guò)程中固定 CO₂ 來(lái)自土壤呼吸的比例較高，來(lái)自大氣的比例較低。而40～60cm 以及 60～80cm 土層固定的 CO₂ 含量要高于 80～100cm 土層，且 60～80cm 土層生成PC含量最高。這是因?yàn)樵摰貐^(qū)土壤在 40cm 以下存在鈣積層[29]，因降雨等氣候因素，造成部分有機(jī)碳在該土層富集，因而分解生成的 CO₂ 氣體增多，導(dǎo)致該土層固定 CO₂ 量增多，相應(yīng)的SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移量也最高。

4結(jié)論

在整個(gè)植物生長(zhǎng)季， 0～100cm SOC碳含量范圍為 3.38～12.28g?kg^-1; 土壤碳酸鹽含量范圍為27.47～192.13g?kg^-1 。 40～60cm，60～80cm，80～ 100cm 土層PC占土壤碳酸鹽比例介于 23.08% ）76.85% 之間；這三個(gè)土層PC生成或重結(jié)晶過(guò)程中固定的CO2的量分別為18.13，24.87和 5.60g?kg^-1 ，土壤呼吸釋放 CO₂ 為主要貢獻(xiàn)源：其中來(lái)自大氣 CO₂ 的量分別為7.81，11.96和 1.92g?kg^-1 ；來(lái)自土壤呼吸的量分別為10.32，12.91和 3.68g?kg^-1 ，SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽轉(zhuǎn)移的量分別為5.16，6.46和 1.84g?kg^-1Ω 。本研究利用碳穩(wěn)定同位素技術(shù)，初步探明了土壤內(nèi)PC含量及SOC向無(wú)機(jī)碳酸鹽的轉(zhuǎn)移量，為后續(xù)準(zhǔn)確了解土壤碳循環(huán)過(guò)程及進(jìn)一步認(rèn)識(shí)“碳失匯\"提供理論及數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。

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（責(zé)任編輯彭露茜）