2018, Vol. 39
2. 绿洲生态教育部重点实验室, 乌鲁木齐 830046
2. Key Laboratory of Oasis Ecology, Ministry of Education, Xinjiang University, Urumqi 830046, China
土壤作为陆地生态系统中最大的碳库载体, 其碳储量约是大气碳库的3.3倍和生物碳库的4.5倍[1].土壤有机碳库和土壤无机碳库作为土壤碳库的重要组成部分[2], SOC的封存、分解与释放以及SIC的积累、淋失对全球碳循环与气候变化具有重要影响[3, 4].目前国内外学者对土壤碳循环研究多集中于有机碳库, 包括SOC含量特征及其储量、SOC周转、来源及影响因素等方向[4~6], 而忽略了SIC在碳循环的作用.SIC主要是指土壤碳酸盐, 分为原生性碳酸盐(lithogenic carbonates, LC)和发生性碳酸盐(pedogenic carbonates, PC)[7].其中PC是土壤风化成土过程中形成的碳酸盐[8], 是土壤碳库的重要组成部分之一, 与LC的溶解/沉积平衡、SOC分解CO2的再转化关系密切[8], 对全球固碳起着重要作用.关于SIC的研究多集中于碳酸盐含量的剖面特征、碳储量、空间分布等方向[4, 9, 10], 对PC的研究则多集中于岩溶、草原和农田生态系统[11~13], 而对于干旱区绿洲小尺度上PC及土壤碳转移的研究十分少见.
干旱区绿洲由于其特殊的地理位置和气候条件含有大量的SIC[14], 且在高温多雨的夏季土壤有机质的分解和碳积累有其特殊性[12].在干旱区土壤内部的碳以间接转移为主, 即通过土壤CO2发生转移[7].SOC分解、植物根系和微生物呼吸释放的CO2, 在土壤中通过反应“SOC→CO2(g)→CO2(aq)→HCO3-(aq)→CaCO3(s)”形成PC[13], 将土壤有机质释放的碳固存在SIC中.因此PC形成过程中可以对大气CO2和SOC分解释放的CO2进行固存[15], 获得碳转移量, 对全球干旱区碳循环具有重要影响.然而干旱区绿洲土壤PC的比例是多少, 土壤的碳转移量是多少均尚不清楚.
本文以塔里木盆地北缘绿洲4种类型土壤为对象, 探讨SICδ13C值的深度变化, 并应用稳定碳同位素技术对LC和PC进行区分, 获得PC形成过程中对土壤CO2的固定, 结合SOC和SIC的相关关系, 定量研究SOC向SIC的转移量.对于维系脆弱生态系统稳定性, 缓解气候变化, 全面评价干旱地区土壤碳库动态对全球碳循环的贡献具有重要意义.
1 材料与方法 1.1 研究区概况阿拉尔垦区(80°30′~81°58′E、40°22′~40°57′N)地处塔里木盆地北缘、天山中段南麓, 平均海拔为1 012 m.属暖温带大陆性干旱荒漠气候, 全年干旱少雨, 年降水量为17.4~42.8 mm, 且年内各月份分配不均; 蒸发强烈, 年蒸发量达1 125~1 600 mm, 蒸发量远大于降水量.热量与光照十分丰富, 年均光辐射量达6 000~6 200 MJ·m-2, 全年平均日照时数为2 556.3~2 991.8 h, 日照率为58%~69%, 适宜好光、喜热、耐旱植被生长.作为典型的荒漠-绿洲型生态系统, 土壤形成比较简单, 粉砂壤土为主要土壤质地类型, 按照我国土壤发生类型分类, 研究区主要有4种土壤类型, 分别为灌漠土(又称为绿洲土, 20 a棉田)、棕漠土(主要植被类型为盐穗木, 分布于农田与沙漠交错地带)、风沙土(主要植被覆盖极低, 分布于塔克拉玛干沙漠边缘)和盐碱土(表层覆有碱斑, 分布于农田与沙漠交错地带)[16].
1.2 样地选择与取样于2016年8月在研究区设置样方.样方面积均为5 m×5 m, 选择灌漠土、棕漠土、风沙土和盐碱土4种类型土壤为研究对象.在各类型土壤样方内按“S”形布样点5个, 每个样点按剖面0~20、20~40、40~60、60~80、80~100 cm层次采集土样样品, 并将5个样点同一层次的土壤进行混合, 重复3次.将采取的土样去除石块及植物根系, 充分混匀后按四分法取1 kg土样入袋, 封装好带回实验室, 自然风干后研磨过筛(0.149 mm), 以供实验分析使用.
利用气井法收集4种类型土壤气体[17]:将L型PVC管对应上述土壤剖面分别进行埋设, 水平于地面的部分为土壤气体采集管, 垂直于地面部分为导气管, 升至地面, 顶端连接自动气体采样器, 经24 h后, 为避免气体污染, 抽取土壤气体排放3次后进行气体收集, 共收集72个气体样品于样品袋中, 带回实验室分析.注意:首先检测样品袋气密性, 将样品袋充满气体密封, 保证在无抽取条件下, 能保持原状态24 h以上; 其次在采集土壤气体之前, 将500 mL样品袋接入自动气体采样器, 抽真空2 h后清除袋中多余气体.
1.3 测定方法SOC含量的测定采用浓硫酸-重铬酸钾外加热法[18]; SIC含量的测定采用气量法[10].SIC、母质碳酸盐的δ13C值采用磷酸法测定[19]:取0.03 g样品倒入放有小磁棒的玻璃瓶中, 抽真空后, 注入20 mL 100%浓磷酸, 加热至50℃并用磁力搅拌法使样品与磷酸充分反应, 在真空线上利用冷阱分离CO2, 收集纯化的CO2, 进入DELTA-V型同位素比率质谱仪测量δ13C值, 精度 < 0.15‰, 土壤样品测试在新疆生态与地理研究所公共技术服务中心完成.土壤CO2气体测定[20]是样品袋连接PreCon气体预浓缩系统冷阱分离CO2, 收集纯化的CO2后直接进入DELTA-V型同位素比率质谱仪测定δ13C值, 精度 < 0.2‰, 气体样品送往清华大学地球系统科学研究中心稳定同位素生态学实验室完成.
碳稳定性同位素比率的表示方法[19]:δ13C值表示样品中两种碳同位素比值相对于某一标准对应比值的相对千分差, 是描述样品与标准样品相比较时13C天然丰度变异程度的指标, δ13C值的误差在±0.2‰.其计算公式为:
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式中, 标准样品一般为美国南卡罗莱纳州白垩系皮狄组地层中的美洲拟箭石(PDB), 定义其δ13C=0.011 24.
1.4 SOC向SIC转移量的计算首先运用SICδ13C值对LC和PC进行区分, 步骤如下.
PCδ13C值主要取决于土壤CO2[21], 在开放的土壤体系中存在与温度有关的碳同位素分馏, 从土壤CO2(g)到CaCO3(s)的碳同位素分馏与温度之间的关系符合下面的方程式[21]:
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(1) |
式中, α为CO2(g)到CaCO3(s)之间的同位素分馏因子, T为开氏温度, 可通过当地生长季平均温度求取.采样时当地平均温度为30℃, 计算最终形成PCδ13C值比土壤CO2δ13C值富集9.36‰.由土壤CO2δ13C值和α, 根据以下公式计算出PC的δ13C值:
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(2) |
其次运用同位素质量平衡方程式(3)获得PC占SIC的比例[11]:
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(3) |
式中, PC(%)是某一土层发生性碳酸盐占土壤无机碳的比例; δ13CSIC是某一土层无机碳的δ13C测定值; δ13CPC是发生性碳酸盐的δ13C值; δ13Cpm是母质的δ13C测定值, 风沙土母质为风积物, 其δ13C测定值为0.30‰; 灌漠土母质为冲积物, 其δ13C测定值为0.20‰; 棕漠土和盐碱土母质为冲积物, 质地为砂质壤土, 其母质δ13C测定值均为-0.363‰.
最后根据土壤CO2(g)到CaCO3(s)的化学计量平衡关系和PC累积量, 由公式(4)求得土壤PC形成或重结晶过程中固定土壤CO2的量[7]:
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(4) |
式中, Y为固定的土壤CO2含量(g·kg-1); 1/2为HCO3-相中的碳一半来自于土壤CO2; mPC为发生性碳酸盐含量(g·kg-1); MPC为发生性碳酸盐的摩尔质量(100 g·mol-1), NCO2为CO2的摩尔质量(44 g·mol-1).
土壤CO2δ13C值主要由土壤呼吸和大气混入的CO2共同决定[22].因此依据发生性碳酸盐碳同位素丰度法和公式(5)[7], 计算土壤气体中来自土壤呼吸和大气的CO2比例.
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(5) |
式中, δ13CCO2为土壤CO2δ13C值, δ13CSOC为没有大气混入时氧化分解、植物根系呼吸、微生物呼吸释放的纯的CO2值(通常取值为-23.3‰); δ13Cair为现代大气CO2的δ13C值(通常取值为-8‰); a%为土壤呼吸CO2(SOC氧化分解、植物根系和微生物呼吸释放)占总土壤CO2的比例; b%表示来自大气CO2的比例.
1.5 数据分析运用SPSS 19.0统计分析软件, 对不同土壤类型各数值进行单因素方差分析(one-way ANOVA), 运用方差同质性(homogeneity of variance)检验方法检验方差是否齐性, 当方差齐性时, 多重比较使用LSD法, 反之, 使用T2 Tamhane’s test.
2 结果与分析 2.1 SOC和SIC含量的垂直分布特征图 1为SOC和SIC含量随土层的深度变化特征.4种类型土壤整体SOC含量大小顺序为灌漠土>棕漠土>盐碱土>风沙土, 平均值分别为(4.32±1.37)、(3.86±1.30)、(3.70±0.32)、(2.31±0.34)g·kg-1, 其中风沙土、灌漠土和棕漠土SOC含量表现出一致的变化规律, 即随深度增加而降低; 风沙土和灌漠土均在0~20 cm为最大值, 分别是2.88 g·kg-1和5.43 g·kg-1, 棕漠土在20~40 cm为最大值(5.14 g·kg-1); 而盐碱土SOC含量在3.46~4.26 g·kg-1之间, 随土层变化不大.
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图 1 不同土壤类型SOC和SIC含量的垂直分布特征 Fig. 1 Vertical distribution characteristics of SOC and SIC contents in different types of soil |
4种类型土壤整体SIC含量大小顺序为灌漠土>盐碱土>棕漠土>风沙土, 均值分别为(223.73±22.17)、(151.51±18.04)、(149.30±8.06)、(99.67±3.16)g·kg-1, 且4种土壤类型SIC含量随土层变化均表现不一性.灌漠土随深度增加整体表现为降低趋势, 40~60 cm为最大值(239.96 g·kg-1); 盐碱土则是一直增加的趋势; 棕漠土呈先降低后增加趋势, 0~20 cm出现最大值(157.97 g·kg-1); 风沙土随土层随呈先增加后降低变化, 但变化幅度较小, 在102.71~94.81 g·kg-1之间.
对研究区SOC和SIC含量进行Pearson相关分析表明, 仅灌漠土SOC与SIC之间显著正相关(R=0.905, P < 0.05), 风沙土和棕漠土SOC与SIC也为正相关关系, R值分别为0.10、0.36, 但关系不显著(P>0.05), 盐碱土SOC与SIC之间为负相关关系(R=-0.27, P>0.05).
2.2 干旱区绿洲SICδ13C值的剖面分布特征研究区4种土壤剖面整体SICδ13C平均值为(-0.82±0.97)‰, 对4种类型SICδ13C值进行单因素方差分析(图 2), 发现各土壤间δ13C值差异性极显著(df=3, F=25.328, P < 0.01), 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土4种土壤剖面SICδ13C平均值分别为(0.32±0.04)‰、(-0.30±0.24)‰、(-1.96±0.66)‰和(-1.24±0.49)‰, 其中风沙土和灌漠土差异不大, 棕漠土、盐碱土与各土壤间均有显著差异(P < 0.05).
4种土壤类型的SICδ13C值在0~100 cm土层内的变化规律如图 2所示:风沙土SICδ13C值随土层深度的增加而增加, 在80~100 cm达到最大值且偏正, 为0.265‰; 灌漠土、棕漠土和盐碱土则随土层深度增加, 其SICδ13C值均先降低, 而后逐渐增大, 其中灌漠土在40~60 cm达最小值为-0.469‰, 棕漠土和盐碱土均在20~40 cm处最小, 分别为-2.53‰、-1.66‰.
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大写字母为不同土壤同一土层间的多重比较(P < 0.05);小写字母为同一土壤不同土层间的多重比较(P < 0.05) 图 2 不同土壤类型SIC稳定碳同位素特征值(δ13C)的分布特征 Fig. 2 Distribution characteristics of SIC stable carbon isotope (δ13C) in different types of soil |
有研究表明在0~40 cm土层存在大气CO2的混入, 土壤-大气界面间不停地进行气体交换, 使得该层土壤CO2气体的同位素值出现偏差, 从而估算的δ13CPC值有误差[7, 11].因此研究区对40 cm以下的土层进行研究, 根据土壤CO2δ13C值、公式(1)和(2), 从而估算出PC的δ13C值见表 1, 在40~100 cm剖面内, 风沙土δ13CPC值为-4.41‰、-4.45‰和-5.14‰, 随土层增加而逐渐降低; 灌漠土δ13CPC值为-8.74‰、-9.21‰、-10.31‰, 随土层增加而逐渐降低; 棕漠土δ13CPC值为-8.64‰、-9.82‰、-9.77‰, 随土层变化整体呈减少趋势; 盐碱土δ13CPC值为-3.06‰、-3.29‰、-3.38‰, 随土层增加而逐渐降低.
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表 1 土壤PC的稳定同位素组成及其所占比例、含量 Table 1 Stable isotopic composition (δ13C), the proportion, and content of pedogenic carbonates in soil |
同位素质量平衡方程式(3)可得4种土壤类型不同土层中PC占SIC的比例如表 1所示, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土的PC比例随土层的增加均逐渐减少, 在40~60 cm土层分别最大占1.76%、7.48%、23.54%和42.05%.结合SIC含量(图 1)可得PC含量如表 1所示, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土的PC均值分别为1.34、11.08、21.82和56.36 g·kg-1.风沙土、灌漠土和棕漠土PC含量随土层变化呈逐渐减少趋势, 最大值含量分别为1.78、17.96和33.13 g·kg-1, 80~100 cm为最小值分别为0.61、1.39和8.01 g·kg-1; 盐碱土PC含量变化不大, 但随土层整体呈降低趋势, 60~80 cm为最小值(49.15 g·kg-1).
2.3.2 PC形成或重结晶过程中SOC向SIC的碳转移量由公式(4)可知风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土平均每kg土壤中大约有0.01 mol(1/2×1.34/MPC)、0.06 mol(1/2×11.08/MPC)、0.11 mol(1/2×21.83/MPC)和0.28 mol(1/2×56.36/MPC)的碳酸盐来自于固定的土壤CO2, 所以4种类型土壤不同土层每千克土壤固定的土壤CO2见表 2, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土平均每kg土壤分别大约固定了0.30、2.44、4.69、12.40 g的土壤CO2.风沙土、灌漠土、棕漠土随土层增加固定的土壤CO2逐渐减少, 40~60 cm最多, 分别为0.39、3.95、7.29 g·kg-1, 80~100 cm固定最少, 分别为0.13、0.31、1.76 g·kg-1; 盐碱土随土层增加固定的土壤CO2在10.81~13.87 g·kg-1间, 变化不大, 随土层整体降低趋势.
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表 2 PC形成或重结晶过程中固定的土壤CO2含量/g·kg-1 Table 2 CO2 sequestration in the formation and turnover of pedogenic carbonates in soil/g·kg-1 |
由公式(5)计算出风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土在40~100 cm土层a的平均分别所占比例为39.40%、70.46%、70.40%和30.08%, 从而获得总土壤气体中来自土壤呼吸和大气的CO2的量结果如表 3所示, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土每kg固定来自土壤呼吸的CO2量分别为0.11、1.65、3.24和3.72 g, 固定来自大气的CO2量分别为0.18、0.79、1.45和8.67 g.有学者表明微生物、根系呼吸占土壤呼吸的50%左右[23, 24], 所以SOC氧化分解占到土壤呼吸释放CO2的1/2, 因此风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土平均分别每千克土壤中固定来自SOC氧化分解转化的0.06、0.83、1.62和1.86 g CO2, 风沙土、灌漠土、棕漠土随土层增加而降低, 盐碱土则介于1.67~2.11 g·kg-1之间, 随土层变化整体降低.研究区整体土壤SOC向SIC的碳转移量介于0.03~2.38 g·kg-1之间, 平均每kg土壤固定1.09 g的CO2.
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表 3 土壤SIC固定CO2的来源及其碳转移量/g·kg-1 Table 3 Sources and carbon transfer of CO2 immobilized on soil carbonates/g·kg-1 |
3 讨论 3.1 干旱区绿洲土壤LC和PC的区分
研究区土壤SIC中LC占比总体较高, PC形成量较低, 其含量总体平均为22.52 g·kg-1, 仅占SIC含量的14.43%.当SIC来源中LC占优势, SICδ13C值偏正; 当SIC来源中PC占优势, SICδ13C值偏负[25].研究区4种土壤类型SICδ13C值差异性极显著(P < 0.01).风沙土由于地表植被覆盖率低[9], SOC累积量减少, 成土过程缓慢, LC较多地残存于深层土壤中[25], 其SICδ13C值最大且为正, 即SIC中LC占优势, 因此PC比例及含量最低.灌漠土通过翻耕等人为活动, 土壤与大气的接触面积增加[26], 大气CO2输入量增加, 土壤PC在形成过程中固存的CO2含有部分的大气CO2, 导致SICδ13C值偏正, LC占优势; 另外灌漠土经人为灌溉带动SIC的传输与聚积[27], 将土壤盐分淋溶至中层土壤, SIC在中层富集, 下层SIC含量逐渐减少, 其PC比例及含量较低.棕漠土、盐碱土植被多为灌木, 植被根系较深, 根部呼吸释放CO2浓度增加[28], 二者SICδ13C值偏负, 土壤PC相对占优势; 但由于棕漠土通过植被向上运输Ca2+到地表[28], SIC在表层富集, 土壤下层SIC含量减少, PC比例及含量仍较低; 而盐碱土本身盐分较高其土壤富含碳酸盐, 加之Ca2+、Mg2+的淋溶过程易发生从而使其SIC在底层富集[29], PC比例及含量最高.
本研究对不同类型土壤剖面下的PC比例及含量进行定量分析发现, 风沙土、灌漠土、棕漠土、盐碱土PC比例及含量逐层降低.40~60 cm土壤, 上层土壤水溶液向下淋溶的过程中, 由于土壤水分的蒸发、散失, 重碳酸钙溶液又重新沉积形成碳酸钙晶体[11], 使PC比例及含量在该层中最大.60~80 cm土层, 土壤中有机质含量、植物根系和微生物数量减少、各种生化作用减弱, 生物因素对SIC碳稳定同位素的影响逐渐降低[7]; 同时80~100 cm土壤结构紧实, 各土壤的SIC基本继承了土壤母质碳酸盐的特征[30], SICδ13C值逐渐偏正, LC所占比重在下层土壤逐渐增加, PC比例及含量逐渐降低.
3.2 干旱区绿洲SOC向SIC的转移量研究区土壤SOC向SIC的总体平均转移量为1.09 g·kg-1, 仅占总固定CO2量的21.99%, 整体SOC的贡献较低, 大气贡献相对较高.干旱区土壤通过SOC→CO2→SIC微循环系统[12], 4种类型土壤的碳转移量也不尽相同.风沙土固定的CO2量最低, 其中固定大气CO2的量较高, 固定来自SOC氧化分解释放的CO2量极低, 碳转移量接近于0 g·kg-1.主要是由于风沙土的矿质部分几乎由细砂颗粒组成导致其剖面层次分化不明显[25], 成土过程缓慢, 土壤中SOC、SIC含量均最低, 且呈正相关关系, 一定程度上抑制了LC的溶解, 土壤SIC中PC形成量极低; 另外土壤孔隙度较大, 渗透性加强, 大气气体混入增加[7], 风沙土PC形成或重结晶过程中来自大气CO2的比例较高, 因此SOC的贡献极低.灌漠土固定CO2量较少, 大气CO2的量较低, 来自SOC氧化分解释放的CO2量较低但高于大气, 碳转移量介于0.12~1.30 g·kg-1之间.主要是因为施肥灌溉等人为活动使生物量增加, 促进了SOC、SIC在中层富集[27], 下层SOC矿化速率降低, 生成的CO2减少, 土壤CO2与土壤水作用形成碳酸溶液减少, 从而LC的溶解度降低[31], 下层土壤PC形成量不高, SOC的贡献相对较低; 另外耕作对下层土壤影响较小[27], 大气混入不大, 土壤中固定来自大气CO2的量较低, 因此灌漠土SOC的贡献又高于大气.棕漠土固定CO2量较高, 固定少量的大气CO2, SOC氧化分解释放的CO2量较高, 碳转移量平均为1.62 g·kg-1.棕漠土SOC与SIC含量呈正相关关系, 随土层变化含量降低, 由于研究区棕漠土优势植被为盐穗木, 其灌丛对碳有富集和保护作用[28], SOC分解、微生物和根系呼吸作用较强, 从而棕漠土PC形成或重结晶过程中固定的CO2来自SOC氧化分解的量较多, 因此SOC的贡献相对较高.盐碱土固定CO2量最高, 来自大气CO2的量极高, SOC氧化分解释放的CO2量较高但低于大气, 碳转移量在1.67~2.11 g·kg-1之间.可能是由于土壤中盐碱成分抑制植物生长[29], 使得SOC含量逐渐减少, 另外碱积层的存在使得SIC含量增加[32], SOC与SIC之间呈负相关关系, 与其他学者结果一致, SOC的分解对LC的降解有一定驱动作用[7]; 加之盐碱土PC比例及含量为最高, 使其SOC向SIC的转移量最高, SOC的贡献相对最高; 但由于研究区盐碱土表层碱斑破裂, 大气的混入作用可能加强, 导致PC形成过程中固定的大气CO2更多, 是土壤呼吸的2.33倍, 因此盐碱土SOC的贡献又低于大气.
4 结论(1) 研究区4种土壤类型SICδ13C值差异性极显著(P < 0.01), PC占SIC比例介于1.33%~35.71%之间, 说明干旱区绿洲土壤LC比例高, PC比例较低.
(2) 研究区4种类型土壤PC形成过程中固定的土壤CO2量在0.30~12.40 g·kg-1之间, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土固定大气CO2的量平均为0.18、0.79、1.45、8.67 g·kg-1, 固定土壤呼吸释放CO2的量平均为0.11、1.65、3.24、3.72 g·kg-1, 说明风沙土、盐碱土固定CO2的主要贡献来自大气CO2, 灌漠土、棕漠土土壤呼吸释放CO2为主要贡献.
(3) 研究区土壤SOC向SIC平均转移量为1.09 g·kg-1, 说明干旱区绿洲SOC的贡献相对较少.在土壤呼吸中, 风沙土、灌漠土、棕漠土和盐碱土SOC氧化分解转移量分别为0.06、0.83、1.62、1.86 g·kg-1, 盐碱土、棕漠土SOC的贡献相对较高, 风沙土、灌漠土较低.
(4) 本文利用稳定碳同位素技术, 实现了对干旱区绿洲土壤碳转移的定量研究, 初步探明干旱区绿洲土壤PC所占比例及含量、土壤固定CO2的来源及其比例含量, 为以后更全面准确分析干旱、半干旱区土壤碳循环提供理论依据.
| [1] | Ahirwal J, Maiti S K, Singh A K. Changes in ecosystem carbon pool and soil CO2 flux following post-mine reclamation in dry tropical environment, India[J]. Science of the Total Environment, 2017, 583: 153-162. DOI:10.1016/j.scitotenv.2017.01.043 |
| [2] |
韩可欣, 禹朴家, 韩东亮, 等. 开垦年限对松嫩碱化草地土壤碳库的影响[J]. 土壤通报, 2017, 48(1): 127-133. Han K X, Yu P J, Han D L, et al. Effect of cultivation chronosequence on the dynamics of soil carbon pool in Songnen alkaline grassland[J]. Chinese Journal of Soil Science, 2017, 48(1): 127-133. |
| [3] | Basher L, Betts H, Lynn I, et al. A preliminary assessment of the impact of landslide, earthflow, and gully erosion on soil carbon stocks in New Zealand[J]. Geomorphology, 2018, 307: 93-106. DOI:10.1016/j.geomorph.2017.10.006 |
| [4] | Sreenivas K, Dadhwal V K, Kumar S, et al. Digital mapping of soil organic and inorganic carbon status in India[J]. Geoderma, 2016, 269: 160-173. DOI:10.1016/j.geoderma.2016.02.002 |
| [5] |
刘哲, 韩霁昌, 孙增慧, 等. 外源新碳对红壤团聚体及有机碳分布和稳定性的影响[J]. 环境科学学报, 2017, 37(6): 2351-2359. Liu Z, Han J C, Sun Z H, et al. Effects of fresh carbon on distribution and stability of aggregates and organic carbon in red soil[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2017, 37(6): 2351-2359. |
| [6] |
司高月, 李晓玉, 程淑兰, 等. 长白山垂直带森林叶片-凋落物-土壤连续体有机碳动态—基于稳定性碳同位素分析[J]. 生态学报, 2017, 37(16): 5285-5293. Si G Y, Li X Y, Cheng S L, et al. Organic carbon dynamics of the leaf-litter-soil continuum in the typical forests of the Changbai Mountain transect:an analysis of stable carbon isotope technology[J]. Acta Ecologica Sinica, 2017, 37(16): 5285-5293. |
| [7] |
张林, 孙向阳, 曹吉鑫, 等. 荒漠草原碳酸盐岩土壤有机碳向无机碳酸盐的转移[J]. 干旱区地理, 2010, 33(5): 732-739. Zhang L, Sun X Y, Cao J X, et al. Transfer of soil organic carbon to soil inorganic carbon in carbonate rock soil of desert grassland[J]. Arid Land Geography, 2010, 33(5): 732-739. |
| [8] | Zamanian K, Pustovoytov K, Kuzyakov Y. Pedogenic carbonates:forms and formation processes[J]. Earth-Science Reviews, 2016, 157: 1-17. DOI:10.1016/j.earscirev.2016.03.003 |
| [9] |
王幼奇, 赵云鹏, 白一茹, 等. 中宁枸杞土壤碳组分分布特征及其空间异质性[J]. 环境科学, 2018, 39(3): 1396-1403. Wang Y Q, Zhao Y P, Bai Y R, et al. Spatial heterogeneity of soil carbon and its fractions in the Wolfberry field of Zhongning County[J]. Environmental Science, 2018, 39(3): 1396-1403. |
| [10] |
兰志龙, 赵英, 张建国, 等. 陕北黄土丘陵区不同土地利用方式下土壤碳剖面分布特征[J]. 环境科学, 2018, 39(1): 339-347. Lan Z L, Zhao Y, Zhang J G, et al. Profiled distribution of soil organic and inorganic carbon under different land use types in the loess plateau of northern Shaanxi[J]. Environmental Science, 2018, 39(1): 339-347. |
| [11] |
黄奇波, 覃小群, 刘朋雨, 等. 半干旱岩溶区土壤次生碳酸盐比例及对岩溶碳汇计算的影响[J]. 中国岩溶, 2016, 35(2): 164-172. Huang Q B, Qin X Q, Liu P Y, et al. Proportion of pedogenic carbonates and the impact on carbon sink calculation in karst area with semiarid environment[J]. Carsologica Sinica, 2016, 35(2): 164-172. DOI:10.11932/karst20160205 |
| [12] |
丁虎, 郎赟超, 刘丛强. 土壤碳淋溶流失研究进展[J]. 地球与环境, 2016, 44(1): 139-146. Ding H, Lang Y C, Liu C Q. Advances in study on leaching loss of carbon from soil[J]. Earth and Environment, 2016, 44(1): 139-146. |
| [13] | Nyachoti S, Jin L X, Tweedie C E, et al. Insight into factors controlling formation rates of pedogenic carbonates:a combined geochemical and isotopic approach in Dryland soils of the US Southwest[J]. Chemical Geology, 2017. DOI:10.1016/j.chemgeo.2017.10.014 |
| [14] |
邓彩云, 王玉刚, 牛子儒, 等. 开垦年限对干旱区土壤理化性质及剖面无机碳的影响[J]. 水土保持学报, 2017, 31(1): 254-259. Deng C Y, Wang Y G, Niu Z R, et al. Effect of land reclamation age on soil physicochemical properties and inorganic carbon in aarid areas[J]. Journal of Soil and Water Conservation, 2017, 31(1): 254-259. |
| [15] | Hasinger O, Spangenberg J E, Millière L, et al. Carbon dioxide in scree slope deposits:a pathway from atmosphere to pedogenic carbonate[J]. Geoderma, 2015, 247-248: 129-139. DOI:10.1016/j.geoderma.2015.02.012 |
| [16] |
李红林, 贡璐, 朱美玲, 等. 塔里木盆地北缘绿洲土壤化学计量特征[J]. 土壤学报, 2015, 52(6): 1345-1355. Li H L, Gong L, Zhu M L, et al. Stoichiometric characteristics of soil in an oasis on northern edge of Tarim Basin, China[J]. Acta Pedologica Sinica, 2015, 52(6): 1345-1355. |
| [17] |
蒲晓婷, 林伟盛, 杨玉盛, 等. 杉木幼林土壤垂直剖面CO2通量对土壤增温的响应[J]. 环境科学学报, 2017, 37(1): 288-297. Pu X T, Lin W S, Yang Y S, et al. Vertical profile of soil CO2 flux in a young Chinese fir plantation in response to soil warming[J]. Acta Scientiae Circumstantiae, 2017, 37(1): 288-297. |
| [18] |
贡璐, 朱美玲, 刘曾媛, 等. 塔里木盆地南缘典型绿洲土壤有机碳、无机碳与环境因子的相关性[J]. 环境科学, 2016, 37(4): 1516-1522. Gong L, Zhu M L, Liu Z Y, et al. Correlation among soil organic carbon, soil inorganic carbon and the environmental factors in a typical oasis in the southern edge of the Tarim Basin[J]. Environmental Science, 2016, 37(4): 1516-1522. |
| [19] | Wijesekara H, Bolan N S, Thangavel R, et al. The impact of biosolids application on organic carbon and carbon dioxide fluxes in soil[J]. Chemosphere, 2017, 189: 565-573. DOI:10.1016/j.chemosphere.2017.09.090 |
| [20] | Bucha M, Jędrysek M O, Kufka D, et al. Methanogenic fermentation of lignite with carbon-bearing additives, inferred from stable carbon and hydrogen isotopes[J]. International Journal of Coal Geology, 2018, 186: 65-79. DOI:10.1016/j.coal.2017.11.020 |
| [21] | Bughio M A, Wang P L, Meng F Q, et al. Neoformation of pedogenic carbonates by irrigation and fertilization and their contribution to carbon sequestration in soil[J]. Geoderma, 2016, 262: 12-19. DOI:10.1016/j.geoderma.2015.08.003 |
| [22] |
孔范龙, 郗敏, 吴健敏, 等. 土壤无机CO2通量(Rio)研究进展[J]. 生态科学, 2017, 36(3): 186-192. Kong F L, Xi M, Wu J M, et al. Research review of the soil inorganic CO2 flux (Rio)[J]. Ecological Science, 2017, 36(3): 186-192. |
| [23] | Ren C J, Wang T, Xu Y D, et al. Differential soil microbial community responses to the linkage of soil organic carbon fractions with respiration across land-use changes[J]. Forest Ecology and Management, 2018, 409: 170-178. DOI:10.1016/j.foreco.2017.11.011 |
| [24] | Paudel I, Bar-Tal A, Rotbart N, et al. Water quality changes seasonal variations in root respiration, xylem CO2, and sap pH in citrus orchards[J]. Agricultural Water Management, 2018, 197: 147-157. DOI:10.1016/j.agwat.2017.11.007 |
| [25] |
王娜, 许文强, 徐华君, 等. 准噶尔盆地南缘荒漠区土壤碳分布及其稳定同位素变化[J]. 应用生态学报, 2017, 28(7): 2215-2221. Wang N, Xu W Q, Xu H J, et al. Spatial variation of soil carbon and stable isotopes in the southern margin desert of Junggar Basin, China[J]. Chinese Journal of Applied Ecology, 2017, 28(7): 2215-2221. |
| [26] |
赵瑞一, 梁作兵, 王尊波, 等. 旱季不同土地利用类型下岩溶碳汇效应差异[J]. 环境科学, 2015, 36(5): 1598-1604. Zhao R Y, Liang Z B, Wang Z B, et al. Difference of karst carbon sink under different land use and land cover areas in dry season[J]. Environmental Science, 2015, 36(5): 1598-1604. |
| [27] |
石小霞, 赵诣, 张琳, 等. 华北平原不同农田管理措施对于土壤碳库的影响[J]. 环境科学, 2017, 38(1): 301-308. Shi X X, Zhao Y, Zhang L, et al. Effects of different agricultural practices on soil carbon pool in North China plain[J]. Environmental Science, 2017, 38(1): 301-308. |
| [28] |
涂锦娜, 熊友才, 张霞, 等. 玛河流域扇缘带盐穗木土壤速效养分的"肥岛"特征[J]. 生态学报, 2011, 31(9): 2461-2470. Tu J N, Xiong Y C, Zhang X, et al. "Fertile Island" features of soil available nutrients around Halostachys caspica shrub in the alluvial fan area of Manas river watershed[J]. Acta Ecologica Sinica, 2011, 31(9): 2461-2470. |
| [29] |
雒琼, 王玉刚, 邓彩云, 等. 干旱区土壤剖面无机碳分布及其与盐碱性的关系[J]. 水土保持学报, 2017, 31(5): 240-246. Luo Q, Wang Y G, Deng C Y, et al. Distribution of inorganic carbon in soil profile and its relationship with soil saline-alkali property in arid area[J]. Journal of Soil and Water Conservation, 2017, 31(5): 240-246. |
| [30] |
崔丽峰, 刘丛强, 涂成龙, 等. 黄土地区不同覆被下土壤无机碳分布及同位素组成特征[J]. 生态学杂志, 2013, 32(5): 1187-1194. Cui L F, Liu C Q, Tu C L, et al. Soil inorganic carbon and its isotopic composition under different vegetation types in Loess Plateau of Northwest China[J]. Chinese Journal of Ecology, 2013, 32(5): 1187-1194. |
| [31] |
牛百成, 赵成义, 冯广龙, 等. 秸秆还田对绿洲棉田土壤CO2时空分布的影响[J]. 干旱区研究, 2017, 34(4): 789-797. Niu B C, Zhao C Y, Feng G L, et al. Effects of cotton straw return to field on spatiotemporal distribution of soil CO2 in oasis[J]. Arid Zone Research, 2017, 34(4): 789-797. |
| [32] |
张芳, 张伟杰, 丁彦彦, 等. 艾比湖滨岸盐碱土中碳酸盐的XRD衍射特征与微观形态分析[J]. 光谱学与光谱分析, 2017, 37(12): 3893-3899. Zhang F, Zhang W J, Ding Y Y, et al. XRD diffraction characteristics and microscopic morphology of carbonates in saline-alkaline soil from the shore of the Ai Bi Lake[J]. Spectroscopy and Spectral Analysis, 2017, 37(12): 3893-3899. |