2016, Vol. 37
2. 西北农林科技大学资源与环境学院, 杨凌 712100;
3. 中国科学院水利部水土保持研究所, 杨凌 712100
, WANG Zhi-qi1 , WANG Rui2 , LI Ru-jian1 , WU De-feng2 , ZHAO Man2 , SUN Qi-qi3 , GAO Xin1 , GUO Sheng-li1,2,3
2. College of Resources and Environment, Northwest A & F University, Yangling 712100, China;
3. Institute of Soil and Water Conservation, Chinese Academy of Sciences and Ministry of Water Resource, Yangling 712100, China
陆地生态系统在全球碳库收支平衡中起重要作用[1].土壤CO2的排放是调控陆地生态系统碳循环的重要生态过程，其微小波动将会影响全球碳库的动态变化[2].土壤侵蚀过程显著影响土壤CO2通量，严重的土壤侵蚀可能改变陆地生态系统碳平衡[3].了解土壤CO2通量对土壤侵蚀的响应有助于准确评估全球陆地生态系统碳平衡[4].
土壤侵蚀可通过多种途径影响土壤CO2通量.首先，降雨过程中受雨滴击打和地表径流冲刷，土壤团聚体崩解分裂[5]，使包裹在其中的土壤有机碳(soil organic carbon，SOC) 暴露，加速SOC的矿化分解，提高土壤CO2通量.其次，土壤侵蚀和沉积导致泥沙在不同地貌单元的再分布影响土壤CO2通量.在土壤侵蚀和沉积过程中，泥沙对SOC具有承载作用[5~7]，最高可以达到95%以上[6]，这使得SOC空间分布发生变化，而SOC是土壤微生物呼吸的重要底物，其空间变异将会对土壤CO2通量产生影响.此外，土壤侵蚀通过影响土壤温度和水分影响土壤CO2通量：Wei等[8]认为侵蚀和沉积作用显著影响土壤温度与土壤水分，造成土壤CO2通量之间的显著差异.目前，关于土壤侵蚀对土壤CO2通量影响的研究存在较大争议[9, 10].有研究认为土壤侵蚀导致侵蚀区大量SOC搬运到沉积区，使SOC被泥沙埋藏，其矿化分解作用受到抑制，使得每年有近0.6~1.5 Pg的SOC不能被分解和矿化而固存在土壤中形成碳汇[11, 12]，从而导致土壤CO2通量速率显著降低，减少了土壤向大气排放CO2的量； 也有研究指出土壤侵蚀加速SOC矿化分解致使全球每年产生0.8~1.2 Pg 的碳源[4]，这有效提高了土壤CO2通量速率，使得土壤向大气排放CO2的量显著增加.通过查阅文献发现，从侵蚀和沉积角度出发结合土壤温度、水分和径流泥沙等因子对土壤CO2通量影响的研究相对较少.
黄土高原是土壤侵蚀最为严重的地区之一，水土流失面积4.54×104 km2，占全区土地总面积(6.4×104 km2)的70.9%[13]，研究该区域侵蚀地貌单元对土壤CO2通量的影响有助于准确评估侵蚀区域土壤碳循环.本研究模拟黄土高原沟壑区的侵蚀-沉积地貌，测定土壤CO2通量，土壤水分和温度，采集降雨后径流泥沙，探讨了侵蚀-沉积部位土壤CO2通量的变化特征，并重点分析了土壤水分和SOC在侵蚀和沉积部位的分布差异对土壤CO2通量的影响.
1 材料与方法 1.1 试验地概况试验于2014年7月~2015年9月在中国科学院长武黄土高原农业生态试验站进行，该站位于陕西省长武县(35°12′N，107°40′E)，海拔1 200 m，属于典型的黄土旱塬区，塬面地势平坦，沟坡地带沟壑纵横，支离破碎.研究区属大陆季风气候，1984~2014年间年均降雨量为577.4 mm，其中最高年份为954.2 mm，最低年份为296.0 mm，7~9月降雨量占年总量的49%左右，年平均蒸发量为1 565 mm.2014年的年均气温为10.20℃，7~9月的平均气温为19.55℃(12.25~27.69℃)，降雨量为344.6 mm，降雨35次，占年总降雨量(596.8 mm)的58%.2015年7~9月的平均气温为16.62℃，最高气温24.00℃，最低气温9.80℃，7~9月降雨29次，降雨量为235.1 mm，平均单次降雨量为8.1 mm.
地带性土壤为黏壤质黑垆土，母质为中壤质马兰黄土，土层深厚，土质疏松.土壤容重为1.3 g ·cm-3，土壤田间持水量为27.3%~30.9%，凋萎含水量为11.7%~15.6%(质量含水量).土壤肥力指标为：SOC 6.83 g ·kg-1，全氮0.62 g ·kg-1，碱解氮37.0mg ·kg-1，速效磷3.0 g ·kg-1，速效钾129.3mg ·kg-1.
1.2 试验设计试验小区于2014年5月修建，坡向朝东，坡度20o(黄土高原地区陡坡耕种普遍，20o坡是土壤侵蚀研究中的临界坡度[5~7])，设置4个重复(4个重复中，第一个用于径流泥沙的研究，沉积区设有径流桶，其它3个重复的沉积区不设径流桶，用于测定沉积区土壤CO2通量).分为侵蚀区和沉积区两部分，侵蚀区包括上、中、下这3个坡位，代表不同的侵蚀深度，坡长5 m，宽1 m，高1.7 m，沉积区面积为1 m×1 m.径流桶与小区相连置于沉积区以收集径流泥沙，该装置采用分流方式收集径流泥沙，整体由两个长方体径流桶组成(49 cm×25.5 cm×36 cm)，在第一个径流桶(一级径流桶)距桶顶 5 cm处，设有 9个等孔径分水孔，中间一孔通向第二个径流桶(二级径流桶)，其余 8孔左右排列，使泄水畅通外流，以便在产流产沙较多的情况下能够准确计算所有径流和泥沙量(图 1).
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试验小区有4个重复，在此仅以第1个重复为例进行试验布设说明； 沿视线方向为自西向东 图 1 试验小区布设示意 Fig. 1 Diagram of experimental plot |
供试土壤为当地塬面黑垆土，去除植物残体和根系，过2 cm筛后分层填装，每层5 cm，共17层，试验小区底部土壤与试验地土壤自然接合.依据当地坡面自然土壤物理特性，试验土壤容重为1.2~1.3 g ·cm-3，土壤含水质量分数为12%~15%.
试验土壤稳定3个月后，在侵蚀区(上、中、下)和沉积区分别安装外径20 cm，高6 cm的气室基座，气室基座露出地面1 cm，用于测定土壤CO2通量(图 1).同时，在各气室基座处安装土壤温度和水分数据采集器探针，埋深10 cm，以测定土壤水分和温度.
1.3 试验方法 1.3.1 土壤CO2通量为避免由于安置气室基座对土壤扰动而造成的短期土壤CO2通量波动，在气室基座安置24 h后再利用便携式土壤碳通量测量系统LI-8100(LI-COR，Lincoln，NE，USA)进行土壤CO2通量测定.试验于2014年7月28日开始，选择晴好天气于09:00~11:00进行土壤CO2通量的测定[14]，测定前去除气室基座内的一切活体，约每周测定1次，降雨后适当提高测定频率.在本研究中，气室基座对土壤CO2通量的影响主要有两方面：一方面，安置或拔出气室基座将会扰动周围的土壤，从而对土壤CO2通量产生影响； 另一方面，在降雨事件中，安置在坡地上的气室基座将会阻碍降雨及地表径流对土壤的侵蚀作用.为减少气室基座对土壤CO2通量的影响，在试验过程中采取以下措施：①在无降雨时段内不随意移动气室基座，以免扰动周围土壤； ②降雨来临前拔走基座，降雨结束后重新安置基座，以减少基座对降雨及径流侵蚀作用的影响.
1.3.2 土壤水分、土壤温度、径流泥沙量、SOC含量及降雨量的测定土壤水分(土壤体积含水量)及土壤温度均采用土壤温度和水分数据采集器(EM50，DECAGON，USA)连续监测，每30 min对土壤水分及温度进行一次测定.降雨产生径流后，首先，测量径流桶中径流深，以计算总径流泥沙量； 其次，将径流桶中的径流泥沙混合均匀，并利用1 000 mL的铝盒从中取样，3次重复； 最后，将径流泥沙样静置于阴凉处，待泥沙完全沉淀后利用洗耳球将上清液移除，风干称重，以分析计算泥沙重量.取泥沙干样并采用H2SO4-K2Cr2O7外加热法[15]测定次降雨泥沙中SOC的含量，3个重复(试验初采取土壤样品3个，以测定土壤中SOC含量，测定方法同泥沙样中SOC含量的测定方法).降雨量数据通过气象站获取(试验小区位于中国科学院长武黄土高原农业生态试验站气象站正南方向，距离80 m).
1.4 数据处理与分析利用SigmaPlot软件制作相关的基础图件.采用SAS(SAS 9.1，SAS Institute)软件分别对侵蚀区和沉积区的土壤CO2通量，土壤温度和土壤水分进行方差分析，用以比较土壤CO2通量，土壤温度和土壤水分在侵蚀区与沉积区的差异.在评价环境因子对土壤CO2通量的影响时，利用指数关系模拟土壤CO2通量与土壤温度的关系[16]，二次抛物线模拟土壤CO2通量与土壤水分的关系[17].
1.4.1 土壤CO2通量与土壤温度、土壤水分的相关性计算(1) 土壤CO2通量与土壤温度的关系采用指数关系：
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(1) |
式中，R：土壤CO2通量 [μmol ·(m2 ·s)-1]； T：土壤10 cm的温度(℃)； β0：反映基础土壤CO2通量高低的参数，与土壤生物性状有关； β1：土壤CO2通量温度敏感性的参数.
(2) 土壤CO2通量与土壤水分的关系采用二次函数关系：
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(2) |
式中，R：土壤CO2通量 [μmol ·(m2 ·s)-1]； θ：土壤水分(m3 ·m-3)； β2、β3、β4为常数.
(3) 土壤CO2通量敏感性的计算
土壤CO2通量温度敏感系数(Q10)，表示温度每升高10℃，土壤CO2通量所增加的倍数.计算公式为：
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(3) |
式中，Q10：土壤CO2通量温度敏感系数； β1：由方程 (1) 求得.
1.4.2 径流深度、径流系数、泥沙重量的计算(1) 径流深度(h)：次降雨在侵蚀坡面产生的径流平均深度，计算式为：
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(4) |
式中，h ：径流深度(mm)； so：径流桶底面积(cm2)，径流桶底面积(cm2)=径流桶长(cm)×径流桶宽(cm)； ho：径流深(cm)，径流桶内液面高度； s ：侵蚀坡面面积(m2)，侵蚀坡面面积(m2)=侵蚀坡面长(m)×侵蚀坡面宽(m).
(2) 径流系数(α)：指一定汇水面积内总径流量与降雨量的比值，计算式为
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(5) |
式中，α：径流系数； h：径流深度(mm)，由式(4)可知； P：降雨量(mm).
(3) 泥沙重量(m)：指次降雨产生的径流所携带泥沙的干重，计算式为：
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(6) |
式中，m：次降雨后总泥沙重量(kg)； i：次降雨后第i个径流泥沙样； n：次降雨后所取径流泥沙的总样本数； mi：次降雨后第i个径流泥沙样经风干处理后的泥沙重量(kg)； mi0：次降雨后第i个径流泥沙样的重量(kg)； M：次降雨产生的总的径流泥沙的重量(kg).
2 结果与分析 2.1 侵蚀区和沉积区土壤温度、土壤水分的变化特征2014年和2015年试验期间，侵蚀区土壤温度大于沉积区(23.12℃>21.69℃)，且随时间推移二者间差异程度逐渐减小 [图 2(c)].2014年侵蚀区平均土壤温度(24.06℃)较沉积区(22.53℃)提高7%，变化范围分别为15.38~30.50℃和15.88~27.65℃； 2015年侵蚀区平均土壤温度(22.18℃)较沉积区(20.85℃)提高6%，变化范围分别为12.15~30.46℃和13.27~26.81℃(表 1).
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*表示P＜0.05，侵蚀区土壤CO2通量与沉积区存在显著差异； ** 表示P＜0.01，侵蚀区土壤CO2通量与沉积区存在极显著差异；2014年试验过程中因试验设备出现故障，故缺少7月1~27日的数据(气象数据除外) 图 2 2014和2015年休闲季土壤CO2通量及其环境因子动态变化特征 Fig. 2 Dynamics of soil CO2 flux and its environmental factors under fallow in 2014 and 2015 |
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表 1 侵蚀区和沉积区土壤CO2通量及其环境因子对比 Table 1 Comparison of soil CO2 flux and environmental factors between the erosion site and the deposition site |
与土壤温度变化不同，受降水频率及降水量的影响，2014年与2015年土壤水分变化特征不同.2014年土壤水分动态变化呈上升趋势，变化幅度较大，侵蚀区土壤水分的变化范围为0.09~0.29 m3 ·m-3，沉积区为0.19~0.31 m3 ·m-3； 而2015年土壤水分动态变化趋势较平缓，侵蚀区和沉积区依次为0.18~0.26 m3 ·m-3和0.23~0.30 m3 ·m-3 [图 2(b)].试验期间(表 1)：沉积区平均土壤水分(0.25 m3 ·m-3)较侵蚀区(0.21 m3 ·m-3)提高19%，差异显著(P<0.05)，2014提高15%(0.23 m3 ·m-3>0.20 m3 ·m-3)，2015年提高29%(0.27 m3 ·m-3>0.21 m3 ·m-3).
2.2 侵蚀区和沉积区土壤CO2通量及土壤CO2通量温度敏感性(Q10)的变化特征试验期间侵蚀区和沉积区土壤CO2通量动态变化特征基本一致，整体呈下降趋势，但沉积区土壤CO2通量波动较为剧烈.2014年侵蚀区变化范围为0.36~1.53 μmol ·(m2 ·s)-1，沉积区变化范围为0.11~2.24 μmol ·(m2 ·s)-1； 2015年侵蚀区和沉积区土壤CO2通量的变化范围分别为0.23~2.02 μmol ·(m2 ·s)-1 和0.21~3.08 μmol ·(m2 ·s)-1 [图 2(d)].侵蚀区和沉积区土壤CO2通量均值存在显著差异(P<0.05)：沉积区土壤CO2通量 [1.38 μmol ·(m2 ·s)-1]较侵蚀区 [1.05 μmol ·(m2 ·s)-1]提高31%(表 1)，2014年沉积区土壤CO2通量较侵蚀区提高23% [1.08 μmol ·(m2 ·s)-1>0.88 μmol ·(m2 ·s)-1]； 2015年沉积区土壤CO2通量较侵蚀区提高39%[1.68 μmol ·(m2 ·s)-1>1.21 μmol ·(m2 ·s)-1].
依据观测期内所测定的试验数据对土壤CO2通量温度敏感性进行计算，沉积区Q10显著大于侵蚀区(P<0.01)：2014年分别为6.51和1.89，2015年分别为9.76和2.78(表 1).
2.3 土壤呼吸速率与土壤温度、土壤水分的关系2014年土壤CO2通量与土壤温度动态变化趋势基本一致，7月28日~8月27日土壤CO2通量及土壤温度较高，变化幅度较大，8月31日~10月1日二者均呈下降趋势，变化幅度较小.2015年土壤温度整体变化幅度较土壤CO2通量相对较小，但二者动态变化特征相似(总体动态变化均呈下降趋势)：7月1日~9月5日土壤CO2通量及土壤温度相对较高，变化幅度较大，相比之下，9月8日~10月1日二者均缓慢下降，变化幅度较小 [图 2(c)和2(d)].
对土壤CO2通量与土壤温度回归模拟分析发现，土壤CO2通量与土壤温度呈显著指数相关性(P<0.01)，2014年侵蚀区和沉积区土壤温度分别可解释相应土壤CO2通量变化的59%和57%，2015年分别可解释49%和64%的土壤CO2通量 [图 3(a)和3(b)].
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y1：侵蚀区土壤CO2与土壤温度的函数； y2：沉积区土壤CO2与土壤温度的函数 图 3 土壤CO2通量与土壤温度的关系 Fig. 3 Relationship between soil CO2 flux and soil temperature |
2014年土壤CO2通量与土壤水分整体动态变化趋势相反，土壤CO2通量随土壤水分的升高呈下降趋势：7月28日~8月27日土壤水分较低，波动较大，相应土壤CO2通量较高，波动强烈； 8月31日~10月1日土壤水分较高，而土壤CO2通量较低.与2014年不同，2015年土壤水分变化平缓，但土壤CO2通量动态变化呈下降趋势 [图 2(b)和2(d)].
对土壤CO2通量与土壤水分回归模拟发现，土壤水分与土壤CO2通量相关性显著 (2014年：P=0.001 5，2015年：P=0.008 5)，2014年土壤水分可解释土壤CO2通量变化的50% [图 4(a)]，但2015年土壤水分仅可解释土壤CO2通量变化的31% [图 4(b)].
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图 4 土壤CO2通量与土壤水分的关系 Fig. 4 Relationship between soil CO2 flux and soil moisture |
2014年试验观测期间，14次降雨使侵蚀部位产生径流泥沙，降雨量为279.0 mm，径流系数变化范围为0.10~0.51，平均约29%的降雨转化为径流，侵蚀泥沙总量为45.86 kg.2015年产生径流泥沙的降雨5次，降雨量为145.3 mm，径流系数为0.20~0.51，转化为径流的降雨量达31%，泥沙总量为44.75 kg.这些结果表明：试验期间，侵蚀部位约有30%的降水以径流形式汇集到了沉积区.此外，泥沙中SOC含量为5.61~8.35 g ·kg-1，高于试验之初SOC含量(6.83 g ·kg-1)，这一结果表明：随泥沙的迁移，沉积区SOC含量增加(表 2).
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表 2 径流量、泥沙量及SOC含量变化1) Table 2 Variation of runoff,sediment and SOC |
3 讨论 3.1 土壤水分对土壤CO2通量的影响
土壤水分是影响土壤CO2通量的重要因素[18].受降雨及径流影响，土壤水分在不同地形条件下重新分布，发生空间变异，引起土壤CO2通量的变化.2014年和2015年试验期间约29%和31%的降雨转化为径流从侵蚀区汇聚到沉积区(表 2)，造成沉积区土壤水分显著高于侵蚀区(P<0.05).土壤CO2通量与土壤水分存在显著二次抛物线关系，在土壤水分相对亏缺时，随土壤水分逐渐升高，土壤CO2通量相应增大，但当土壤水分增加到临界点时(侵蚀区：0.19 m3 ·m-3，沉积区：0.24 m3 ·m-3)，则抑制土壤CO2通量，此后随土壤水分的增加土壤CO2通量下降 [图 2(b)和2(d)]，这一结果与Wang等[17]、张红星等[19]的报道一致.
一般而言，由于沉积区土壤水分高于侵蚀区致使沉积区土壤CO2通量高于侵蚀区； 但在强降雨或连续降雨等特殊条件下，侵蚀区土壤CO2通量大于沉积区：2014年8月31日~10月1日和2015年8月13日、8月26日~10月1日，受强降雨或连续降雨事件影响，土壤水分升高，土壤CO2通量下降，甚至出现沉积区土壤CO2通量小于侵蚀区的现象 [图 2(d)].此结果与高翔等[20]在巴西亚马逊河流域东部森林和草原的土壤CO2通量研究类似.土壤水分超过临界点时，土壤CO2通量开始减弱，土壤水分对土壤CO2通量的抑制作用就会表现出来[19]，沉积区土壤水分受降雨和径流双重补给使土壤水分过高，水分填充土壤空隙，阻止气体扩散，使得土壤CO2通量减小，相比侵蚀区土壤水分仅受降雨补给，土壤水分升高幅度不大，对土壤CO2通量的抑制作用较小，从而出现沉积区土壤CO2通量小于侵蚀区的现象.相反，金冠一等[21]研究发现：降雨后土壤水分增加，使得土壤CO2通量相比降雨前提高2倍.上述不同结果差异的主要原因可能是：金冠一等研究的土壤在降雨前土壤水分相对亏缺，土壤水分的增加是影响土壤CO2通量的关键因子[19]，降雨后土壤水分充足，土壤微生物呼吸提高，土壤CO2通量相应增加[22]； 而本试验土壤水分相对较高，降雨后土壤水分过高，土壤微生物呼吸受到抑制，且水分填充土壤空隙，阻止气体扩散，从而使土壤CO2通量下降[21, 22].
3.2 SOC对土壤CO2通量的影响SOC作为微生物呼吸的底物，其在侵蚀区和沉积区的显著差异会导致土壤CO2通量的空间变化[5, 23, 24].2014年和2015年侵蚀产生的泥沙总量分别为45.86 kg和44.75 kg(表 2)，而SOC流失主要以泥沙为承载体被带走(最高可以达到 95% 以上)[5~7]，这表明大量SOC随泥沙从侵蚀区汇聚到了沉积区.2015年试验结果表明平均每次降雨泥沙中SOC含量达7.26 g ·kg-1，即相当于次降雨过程中，1 kg 泥沙中约含7.26 g SOC，这与试验之初的SOC含量(6.83 g ·kg-1)相比提高6%(表 2).因此，在泥沙迁移过程中，大量SOC随之从侵蚀区被搬运到沉积区，这导致沉积区SOC含量增高.侵蚀条件下泥沙在侵蚀区和沉积区发生迁移和重新分布，使SOC随之流失和累积，极大地改变SOC矿化的微生物进程和其它相关环境因子，从而间接影响土壤CO2通量的大小[25].李嵘等[25]研究发现：土壤侵蚀和沉积作用使土壤CO2通量在侵蚀区和沉积区发生变化，沉积区土壤CO2通量显著提高，且其高于侵蚀区.土壤侵蚀再分布驱动的SOC空间差异是导致这现象的重要原因[26].
3.3 土壤温度对土壤CO2通量的影响土壤温度对土壤CO2通量也有重要影响[27, 28]，但本试验中侵蚀区和沉积区土壤温度差异不显著，侵蚀区土壤温度稍高于沉积区(7%).因此，在本试验中土壤温度不是影响土壤CO2通量侵蚀与沉积部分变异的主要因素，这与许多研究结果一致[29].
3.4 土壤CO2通量温度敏感性(Q10) 在侵蚀区和沉积区的变化特征及其影响因素土壤CO2通量温度敏感性(Q10)受温度、水分、底物及时空尺度等多种因素的影响，常有极大的变率，从不敏感(Q10接近或者小于1)到极度敏感(Q10值大于20)[30~32].本试验中，2014年和2015年沉积区Q10较侵蚀区提高244%和251%，Q10在侵蚀区与沉积区的空间变异较大，出现这一试验结果的原因可能是土壤水分及SOC空间分布的变异性.许多研究结果表明：土壤水分是影响Q10的重要因素.当土壤水分条件较适宜时，Q10升高[33]，相反，当土壤水分较低时，则Q10降低[34~36].此外，SOC作为土壤CO2通量的底物，对Q10 有重要影响.Fierer 等[37]在室内控制温度不变的情况下采用外加有机质的方法发现，培育期内随着基础土壤CO2通量速率的逐步下降，凋落物分解的Q10越来越高.同时，Gershenson 等[38]研究指出：提高底物的供应能力，土壤CO2通量的Q10值明显增加.本试验过程中，受降雨及径流影响，沉积区土壤水分较高，且侵蚀区SOC随径流泥沙汇集于沉积区，从而使得沉积区土壤水分条件适宜，SOC含量丰富，Q10增大； 然而，侵蚀区土壤水分及SOC含量均较低，故Q10相对减小.
4 结论土壤侵蚀-沉积导致环境因子变化对土壤CO2通量有重要影响.侵蚀区和沉积区土壤CO2通量存在显著差异(P<0.05)，沉积区土壤CO2通量较侵蚀区提高31%，土壤水分和SOC是影响土壤CO2通量的重要因素.
| [1] | Van Oost K, Quine T A, Govers G, et al. The impact of agricultural soil erosion on the global carbon cycle[J]. Science , 2007, 318 (5850) : 626–629. DOI:10.1126/science.1145724 |
| [2] | Schlesinger W H, Andrews J A. Soil respiration and the global carbon cycle[J]. Biogeochemistry , 2000, 48 (1) : 7–20. DOI:10.1023/A:1006247623877 |
| [3] | 裴会敏, 许明祥, 脱登峰. 黄土丘陵区坡地侵蚀对土壤呼吸的影响[J]. 水土保持通报 , 2012, 32 (4) : 1–4. |
| [4] | Lal R. Soil erosion and the global carbon budget[J]. Environment International , 2003, 29 (4) : 437–450. DOI:10.1016/S0160-4120(02)00192-7 |
| [5] | Polyakov V O, Lal R. Soil organic matter and CO2 emission as affected by water erosion on field runoff plots[J]. Geoderma , 2008, 143 (1-2) : 216–222. DOI:10.1016/j.geoderma.2007.11.005 |
| [6] | 贾松伟. 黄土丘陵区不同坡度下土壤有机碳流失规律研究[J]. 水土保持研究 , 2009, 16 (2) : 30–33. |
| [7] | 方华军, 杨学明, 张晓平, 等. 耕作及水蚀影响下坡耕地土壤有机碳动态模拟[J]. 土壤学报 , 2006, 43 (5) : 730–735. |
| [8] | Wei S C, Zhang X P, McLaughlin N B, et al. Effect of soil temperature and soil moisture on CO2 flux from eroded landscape positions on black soil in Northeast China[J]. Soil and Tillage Research , 2014, 144 : 119–125. DOI:10.1016/j.still.2014.07.012 |
| [9] | Lal R. Soil erosion and carbon dynamics[J]. Soil and Tillage Research , 2005, 81 (2) : 137–142. DOI:10.1016/j.still.2004.09.002 |
| [10] | Bajracharya R M, Lal R, Kimble J M. Diurnal and seasonal CO2-C flux from soil as related to erosion phases in central Ohio[J]. Soil Science Society of America Journal , 2000, 64 (1) : 286–293. DOI:10.2136/sssaj2000.641286x |
| [11] | Salomé C, Nunan N, Pouteau V, et al. Carbon dynamics in topsoil and in subsoil may be controlled by different regulatory mechanisms[J]. Global Change Biology , 2010, 16 (1) : 416–426. DOI:10.1111/(ISSN)1365-2486 |
| [12] | Liu S G, Bliss N, Sundquist E, et al. Modeling carbon dynamics in vegetation and soil under the impact of soil erosion and deposition[J]. Global Biogeochem Cycles , 2003, 17 (2) . DOI:10.1029/2002GB002010 |
| [13] | 王刚, 李小曼. 黄土高原土壤侵蚀与聚落生存对策研究[J]. 水土保持通报 , 2005, 25 (1) : 25–28. |
| [14] | Iqbal J, Hu R G, Feng M L, et al. Microbial biomass and dissolved organic carbon and nitrogen strongly affect soil respiration in different land uses:a case study at Three Gorges Reservoir Area,South China[J]. Agriculture Ecosystems & Environment , 2010, 137 (3-4) : 294–307. |
| [15] | 方华军, 杨学明, 张晓平, 等. 坡耕地黑土活性有机碳空间分布及生物有效性[J]. 水土保持学报 , 2006, 20 (2) : 59–63. |
| [16] | Xu M, Qi Y. Spatial and seasonal variations of Q10 determined by soil respiration measurements at a Sierra Nevadan forest[J]. Global Biogeochemical Cycles , 2001, 15 (3) : 687–696. DOI:10.1029/2000GB001365 |
| [17] | Wang R, Guo S L, Jiang J S, et al. Tree-scale spatial variation of soil respiration and its influence factors in apple orchard in Loess Plateau[J]. Nutrient Cycling in Agroecosystems , 2015, 102 (2) : 285–297. DOI:10.1007/s10705-015-9699-0 |
| [18] | Chan C, Kay B D, Gregorich E G. Factors influencing mineralizable carbon in a landscape with variable topography[J]. Canadian Journal of Soil Science , 2007, 87 (5) : 495–509. DOI:10.4141/CJSS07022 |
| [19] | 张红星, 王效科, 冯宗炜, 等. 黄土高原小麦田土壤呼吸对强降雨的响应[J]. 生态学报 , 2008, 28 (12) : 6189–6196. |
| [20] | 高翔, 郝卫平, 顾峰雪, 等. 降雨对旱作春玉米农田土壤呼吸动态的影响[J]. 生态学报 , 2012, 32 (24) : 7883–7893. |
| [21] | 金冠一, 赵秀海, 康峰峰, 等. 太岳山油松人工林土壤呼吸对强降雨的响应[J]. 生态学报 , 2013, 33 (6) : 1832–1841. |
| [22] | Austin A T, Yahdjian L, Stark J M, et al. Water pulses and biogeochemical cycles in arid and semiarid ecosystems[J]. Oecologia , 2004, 141 (2) : 221–235. DOI:10.1007/s00442-004-1519-1 |
| [23] | Karhu K, Auffret M D, Dungait J A J, et al. Temperature sensitivity of soil respiration rates enhanced by microbial community response[J]. Nature , 2014, 513 (7516) : 81–84. DOI:10.1038/nature13604 |
| [24] | 车升国, 郭胜利, 张芳, 等. 黄土区夏闲期土壤呼吸变化特征及其影响因素[J]. 土壤学报 , 2010, 47 (6) : 1159–1169. |
| [25] | 李嵘, 李勇, 李俊杰, 等. 黄土丘陵侵蚀坡地土壤呼吸初步研究[J]. 中国农业气象 , 2008, 29 (2) : 123–126. |
| [26] | 耿肖臣, 李勇, 于寒青, 等. 坡耕地侵蚀区和堆积区初春土壤呼吸的变化[J]. 核农学报 , 2012, 26 (3) : 543–551. |
| [27] | 张芳, 郭胜利, 邹俊亮, 等. 长期施氮和水热条件对夏闲期土壤呼吸的影响[J]. 环境科学 , 2011, 32 (11) : 3174–3180. |
| [28] | 周小刚, 张彦军, 南雅芳, 等. 黄土区农田和草地生态系统土壤呼吸差异及其影响因素[J]. 环境科学 , 2013, 34 (3) : 1026–1033. |
| [29] | Borken W, Davidson E A, Savage K, et al. Drying and wetting effects on carbon dioxide release from organic horizons[J]. Soil Science Society of America Journal , 2003, 67 (6) : 1888–1896. DOI:10.2136/sssaj2003.1888 |
| [30] | Pavelka M, Acosta M, Marek M V, et al. Dependence of the Q10 values on the depth of the soil temperature measuring point[J]. Plant and Soil , 2007, 292 (1-2) : 171–179. DOI:10.1007/s11104-007-9213-9 |
| [31] | 陈盖, 许明祥, 张亚锋, 等. 黄土丘陵区不同有机碳背景下侵蚀坡面土壤呼吸特征[J]. 环境科学 , 2015, 36 (9) : 3383–3392. |
| [32] | Janssens I A, Pilegaard K. Large seasonal changes in Q10 of soil respiration in a beech forest[J]. Global Change Biology , 2003, 9 (6) : 911–918. DOI:10.1046/j.1365-2486.2003.00636.x |
| [33] | McCulley R L, Boutton T W, Archer S R. Soil respiration in a subtropical savanna parkland:Response to water additions[J]. Soil Science Society of America Journal , 2007, 71 (3) : 820–828. DOI:10.2136/sssaj2006.0303 |
| [34] | Nikolova P S, Raspe S, Andersen C P, et al. Effects of the extreme drought in 2003 on soil respiration in a mixed forest[J]. European Journal of Forest Research , 2009, 128 (2) : 87–98. DOI:10.1007/s10342-008-0218-6 |
| [35] | Jassal R S, Black T A, Novak M D, et al. Effect of soil water stress on soil respiration and its temperature sensitivity in an 18-year-old temperate Douglas-fir stand[J]. Global Change Biology , 2008, 14 (6) : 1305–1318. DOI:10.1111/j.1365-2486.2008.01573.x |
| [36] | Almagro M, López J, Querejeta J I, et al. Temperature dependence of soil CO2 efflux is strongly modulated by seasonal patterns of moisture availability in a Mediterranean ecosystem[J]. Soil Biology and Biochemistry , 2009, 41 (3) : 594–605. DOI:10.1016/j.soilbio.2008.12.021 |
| [37] | Fierer N, Craine J M, McLauchlan K, et al. Litter quality and the temperature sensitivity of decomposition[J]. Ecology , 2005, 86 (2) : 320–326. DOI:10.1890/04-1254 |
| [38] | Gershenson A, Bader N E, Cheng W X. Effects of substrate availability on the temperature sensitivity of soil organic matter decomposition[J]. Global Change Biology , 2009, 15 (1) : 176–183. DOI:10.1111/gcb.2009.15.issue-1 |