土壤碳库是陆地生态系统中最大碳库^[1], 全球土壤有机碳储量约1 500~2 000 Pg, 土壤无机碳储量约为700~1 000 Pg, 约占总碳库的38%^[2], 由于土壤有机碳较为活跃, 受人类影响较大, 而无机碳周转周期长^[3], 因此近阶段土壤无机碳相关研究比较薄弱, 但其积累速率高于有机碳, 可以生成稳定性强的碳酸盐^[4], 所以它在全球碳循环中的重要地位不容忽视.国内外学者对土壤无机碳转化的研究主要针对干旱或半干旱地区的石灰性土壤, 应用的技术包括定位监测、同位素组成等^{[5, 6]}.有研究表明干旱地区土壤无机碳稳定, 其中溶解性无机碳活跃, 占比达20%, 最新研究表明它源于土壤呼吸或土壤空气, 而不是溶解的碳酸盐^[5], 促进了对土壤碳循环的理解.土壤无机碳转化主要与人为因素、环境因素密切相关^{[5, 7~9]}, 其中人为活动如灌溉增加干旱土壤无机碳含量^[5]、过量施肥加剧西北石灰性土壤无机碳释放等^[7]; 环境条件如土壤水分和温度对土壤无机碳释放具有重要影响^{[8, 9]}, 土壤呼吸等产生的CO₂与土壤水作用形成碳酸, 后与Ca²⁺等结合形成碳酸盐, 在这一过程中, 土壤水分状况变化会使土壤有机碳和无机碳发生溶解的逆过程, 从而影响土壤CO₂释放^[8].王忠媛等^[9]的研究发现干旱区土壤无机碳释放CO₂主要受温度调控, 呈线性关系, 高温显著促进无机碳释放CO₂, 因此在全球气候变化和极端降水事件增加的背景下, 分析土壤水分和温度对土壤无机碳释放的影响具有重要意义.

我国西南喀斯特地区面积约为55万km^2[10], 由于碳酸盐岩的可溶性导致成土条件差且成土速率十分缓慢^[11], 土壤浅薄、贫瘠且分布不连续, 基岩裸露面积大^[12], 而且该地区生境脆弱, 对气候变化敏感^[11], Liu等^[13]在2014年基于模型预测发现西南地区年降雨量和降雨次数逐渐下降, 造成干旱强度普遍逐年升高, 而且极端降水事件增多, 其渗漏和潜蚀作用造成该地区碳酸盐集聚层变浅、土壤无机碳库流失巨大^[12].目前土壤水分变异对土壤无机碳释放的影响暂不明确, 因此本试验以西南典型喀斯特土壤棕色石灰土和地带性红壤为研究对象, 采用定量添加外源¹⁴C-CaCO₃进行室内培养试验的方法, 设置不同土壤水分和温度条件, 研究土壤水分和温度对喀斯特土壤外源碳酸钙释放的关系, 以此明确环境因子对喀斯特土壤无机碳释放的影响, 以期为全面认识土壤无机碳转化过程奠定基础, 并为全球气候变化背景下喀斯特土壤碳循环和固存提供理论依据.

供试土壤为棕色石灰土和红壤土(表 1), 分别发育于石灰岩和第四纪红土, 采自广西区河池市环江毛南族自治县国家级自然保护区木论(地理坐标为107°53′~108°05′E, 25°06′~25°12′N)和环境移民开发示范区肯福(地理坐标为108°16′E, 24°31′N), 属于亚热带季风气候, 年平均气温为19.9℃, 年均降雨量1389.1 mm, 选择样地时保证其植被类型(均为多年生灌丛)、坡位、坡度和坡向等生境情况基本一致, 具体采样方式参见文献[14].

表 1 (Table 1)

表 1 供试土壤的基本理化性质 Table 1 General properties of the studied soils 土壤类型 pH 饱和含水量/% 有机碳/g·kg-1 微生物量碳/mg·kg-1 碳酸盐/g·kg-1 棕色石灰土 6.73 56.07 19.93 229.97 12.60 红壤 4.21 51.43 16.03 120.18 3.08

表 1 供试土壤的基本理化性质 Table 1 General properties of the studied soils

预培养：将土壤样品湿度调节至约30%饱和持水量, 置于25℃培养一周, 一部分用于无机碳释放培养试验, 一部分用于土壤培养试验.

培养试验处理设置3个温度条件：15、25、35℃(记为T1、T2、T3); 3个土壤水分条件：30%、65%、100%饱和持水量(记为W1、W2、W3), 共9个处理, 各3个重复, 9个无土空白对照.

取两种土壤各3份, 共34.2 kg(以风干基计, 下同), 将¹⁴C-CaCO₃粉末(50 g·kg^-1, 干土)与土壤充分混匀, 调整含水量为3个不同土壤水分(W1、W2、W3), 然后取不同处理的50 g土壤装入1 L广口瓶中, 并将装有20 mL、1 mol·L^-1NaOH溶液的小广口瓶置入其中, 密封后于不同温度条件下(T1、T2、T3)进行培养试验, NaOH溶液用来收集土壤释放的CO₂, 于1、5、10、15、20、30、40、60、80和100 d更换NaOH溶液并测定指标; 再取以上不同土壤水分条件的土壤900 g装入1 L广口瓶中, 于不同温度条件下进行土壤培养试验, 于1、5、10、15、20、30、60和100 d取土壤并测定指标.

土壤pH用蒸馏水浸提后Metro-pH 320计测定; 土壤含水量采用105℃烘干法测定; 土壤有机碳采用重铬酸钾氧化法测定; 土壤碳酸盐采用中和滴定法测定^[15]; 土壤¹⁴C-CO₂释放量采用Phoenix 8000碳-自动分析仪(TOC仪)测定试验装置中NaOH吸收液的CO₂量, 再采用Beckman LS-6500型自动液体闪烁仪测定溶液的¹⁴C放射性强度^[16]; 土壤微生物量碳MBC含量采用Phoenix 8000碳-自动分析仪(TOC仪)测定已熏蒸处理土壤的K₂SO₄浸提液中有机碳含量, 利用Beckman LS-6500型自动液体闪烁仪测定溶液的¹⁴C放射性强度, 通过计算已熏蒸和未熏蒸土壤测定值之差得出土壤MBC和¹⁴C-MBC含量^[17]

¹⁴C-CO₂累积释放量(mg·kg^-1)=(NaOH吸收液¹⁴C每分钟裂变量-本底值)×吸收液体积/(土样干重×¹⁴C-CaCO₃放射性强度)

¹⁴C-CO₂释放速率(mg·(kg·d)^-1)=某段时间¹⁴C-CO₂累积释放量/该段时间长度

熏蒸或非熏蒸土壤浸提液中有机碳含量(mg·kg^-1)=(TOC仪测定值-空白值)×(浸提液体积+土壤重量×含水率)/土壤干基计重量

熏蒸或非熏蒸土壤浸提液中¹⁴C标记的有机碳含量(mg·kg^-1)=(熏蒸土壤浸提液¹⁴C每分钟裂变量-本底值)×(熏蒸土壤浸提液体积+土样含水体积)/(土样干重×¹⁴C-CaCO₃放射性强度)

MBC含量(mg·kg^-1)=(熏蒸土壤-非熏蒸土壤浸提液中有机碳含量)/k_EC

¹⁴CMBC含量(mg·kg^-1)=(熏蒸土壤浸提液中¹⁴C标记的有机碳含量-不熏蒸土壤浸提液中¹⁴C标记的有机碳含量)/k_EC

式中, k_EC为转化系数0.45.

参照土壤有机碳矿化的温度敏感性定义^{[18, 19]}, 以环境温度每升高10℃, 土壤无机碳释放CO₂速率的增加倍数值来表征土壤无机碳释放的温度敏感性, 其值可通过以下公式计算：

温度敏感性Q₁₀=R(t, T+10)/R(t, T)

式中, R(t, T)为T℃条件下t时刻土壤无机碳释放CO₂速率, R(t, T+10)为T+10℃条件下t时刻土壤无机碳释放CO₂速率.

数据采用Excel 2003软件进行整理, Origin Pro 8.5软件进行绘制图表, 使用SPSS 16.0软件进行协方差分析, 使用Duncun法(P＜0.05)进行多重比较, 使用Canoco 5.0软件进行方差分解.

总体上, 培养期间各处理无机碳释放速率(¹⁴C-CO₂释放速率)动态变化规律具有一致性(图 1), 各处理均在培养1 d时达到高峰, 分别为0.7~16.8 mg·(kg·d)^-1和39.7~103.3 mg·(kg·d)^-1之间, 此时棕色石灰土无机碳释放速率均显著小于红壤(P < 0.05), 之后直线下降, 趋于缓和, 两种土壤各处理差异均不显著(P>0.05).结果表明两种土壤无机碳释放速率高峰均在干旱条件下最大, 且随着温度升高而增大, 而在W2和W3情况下, 升温(T2和T3)仍促进无机碳释放, 两种土壤无机碳释放速率最大值为1.2~8.2 mg·(kg·d)^-1和74.0~89.6 mg·(kg·d)^-1之间.

图 1

Fig. 1

图 1 不同土壤水分和温度条件下土壤无机碳释放速率 Fig. 1 Rate of inorganic carbon release from the soil under different soil moisture and temperature conditions

培养结束后, 棕色石灰土无机碳累积释放量(¹⁴C-CO₂累积释放量)为5.9~29.4 mg·kg^-1之间(图 2), 红壤一般为83.3~135.1 mg·kg^-1之间, 均在W1条件下无机碳累积释放量最大, 此时温度越高, 两种土壤无机碳累积释放量越高, 分别约为29.4 mg·kg^-1和135.1 mg·kg^-1; 而在W2和W3条件下, 升温(T2和T3)仍能促进无机碳释放, 分别为5.9~17.8 mg·kg^-1和83.3~103.4 mg·kg^-1之间, 不过在水分饱和条件下, 高温增加棕色石灰土无机碳释放(24.0 mg·kg^-1), 且显著大于同等条件下的红壤(9.3 mg·kg^-1, P < 0.05).总体来说, 在同一土壤水分或者温度下, 棕色石灰土无机碳累积释放量显著小于红壤, 因此, 棕色石灰土无机碳稳定性高于红壤, 即棕色石灰土更利于无机碳固定.

图 2

Fig. 2

图中不同小写字母代表同一土壤水分、不同温度处理间的差异, 不同大写字母代表不同土壤水分、同一温度间的差异, 显著水平P < 0.05 图 2 不同土壤水分和温度条件下土壤无机碳累积释放量 Fig. 2 Cumulative amounts of inorganic carbon released from the soil under different soil moisture and temperature conditions

在不同温度阶段, 土壤水分对不同土壤无机碳释放的温度敏感性影响不同(图 3). W1条件下, 两种土壤各不同阶段温度敏感性差异并不显著(P>0.05), 均处于1.04~1.88之间; W2条件下, 两种土壤温度敏感性均为T2~T3阶段的Q₁₀(分别为1.71~4.32、1.46~1.51)显著大于T1~T2阶段的Q₁₀(分别为0.23~0.45、0.45~0.55, P < 0.05); W3条件下, 棕色石灰土温度敏感性普遍较高, 分别为1.63~2.84、4.06~8.86, 而且均显著大于处于同一条件下的红壤, 分别为1.14~1.37、0.01~0.11.总体来说, 土壤水分对两种土壤无机碳释放的温度敏感性影响显著, 且在同一条件下, 棕色石灰土无机碳释放的温度敏感性显著大于红壤.

图 3

Fig. 3

图 3 不同土壤水分条件下土壤无机碳释放的温度敏感性 Fig. 3 Temperature sensitivity of inorganic carbon release from the soil under the different soil moisture conditions

添加碳酸钙后, 两土壤pH均显著增大(P < 0.05), 在0~1 d, 各处理土壤pH迅速增大(图 4); 在1~20 d, 仍表现为缓慢增加; 在20~40 d, 各处理均出现缓慢下降的趋势, 最终棕色石灰土pH值增加并稳定在8.7左右, 红壤pH值增加并稳定在7.5~8.2范围内.

图 4

Fig. 4

图 4 土壤pH含量变化 Fig. 4 Variation of the soil pH

培养初期(1~20 d), 添加碳酸钙后各处理土壤MBC含量均显著增加, 且红壤显著高于棕色石灰土(P < 0.05), 分别为31.6~640.4 mg·kg^-1和2.8~225.5 mg·kg^-1之间, 之后波动频繁至逐步稳定, 两种土壤各处理差异均不显著(P>0.05).另外, 1 d时各处理土壤¹⁴C-MBC含量均较高, 分别处于14.3~40.1 mg·kg^-1和8.0~78.9 mg·kg^-1之间, 之后骤减, 继续波动逐步稳定(图 5).

图 5

Fig. 5

图 5 在不同温度和水分条件下土壤14C-MBC和MBC含量变化 Fig. 5 Variation of soil 14C-MBC and MBC content under different temperature and soil moisture conditions

以土壤pH为协变量分析土壤类型、温度和水分对无机碳释放的影响, 结果如表 2所示, 土壤类型、温度和水分这3个影响因子对无机碳释放均影响显著, 其交互作用仍具有显著性影响(P < 0.05).

表 2 (Table 2)

表 2 土壤类型、温度和水分对无机碳释放的影响分析1) Table 2 Effects of soil type and temperature and moisture on soil inorganic carbon release 项目 土壤类型 温度 水分 土壤类型×温度 土壤类型×水分 温度×水分 土壤类型×温度×水分 F 93.67*** 11.85*** 13.74*** 93.67*** 374.64*** 12.08*** 265.31*** P 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1)***表示在0.00水平(双侧)上显著相关, **表示在0.01水平(双侧)上显著相关, *表示在0.05水平(双侧)上显著相关

表 2 土壤类型、温度和水分对无机碳释放的影响分析1) Table 2 Effects of soil type and temperature and moisture on soil inorganic carbon release

使用方差分解方法, 分析影响因子对土壤无机碳释放变异的解释率, 结果如图 6所示, 本研究中已知变量土壤类型、温度、水分和pH值、培养时间及其交互作用一共可解释无机碳释放的78.1%变异, 无法解释占21.9%, 其中温度可解释无机碳释放7.6%的变异, 与其他已知变量的交互效应解释率为3.6%, 水分解释变异的0.2%.

图 6

Fig. 6

图 6 无机碳释放的方差分解结果 Fig. 6 Variance partition of inorganic carbon release from the soil

土壤无机碳释放CO₂由于土壤碳酸盐溶解作用, 属于非生物因素主导过程, 主要受环境条件影响^[5]. Wu等^[20]的研究发现当外界或者土壤空气分压较高、pH较低时, 碳酸钙溶解时可消耗1 mol CO₂, 当土壤水分含量较少、pH值较高且存在足够Ca²⁺时, 会发生促进碳酸钙形成的逆向反应, 其机制为：

该化学反应发生在CO₂-H₂O-CaCO₃三相系统中, 影响其平衡状态的因素主要包括碳酸盐含量、CO₂、Ca²⁺浓度等反应基质以及土壤水分和温度.本研究方差分析表明土壤水分对棕色石灰土和红壤无机碳释放影响显著, 与Denef等^[21]的研究发现土壤水分变化导致无机碳溶解和沉淀过程反复进行的结果一致, 而且本研究发现干旱条件下喀斯特棕色石灰土无机碳累积释放量最高.董燕婕等人认为70% WHC是影响石灰性塿土无机碳释放CO₂速率的阈值^[22], 低于此值时无机碳释放CO₂速率随着土壤水分增加而增加, 高于此值时随土壤水分增加而减少, 存在差异的原因可能是本试验中¹⁴C-CaCO₃易与土壤中H⁺发生溶蚀反应, 生成钙离子、水和¹⁴C-CO₂^[14], 这也可解释pH较低的红壤¹⁴C-CO₂累积释放量显著大于pH较高的棕色石灰土的情况.

本研究中培养前期土壤MBC含量升高, 与Zornoza等^[23]的研究结果一致, 原因可能是碳酸钙加入后导致pH升高, 致使部分微生物死亡, 从而为耐受型微生物提供营养和碳源, 促进其生长繁殖^[24], 它们可以通过吸收HCO₃^-、络合或螯合Ca²⁺等形式影响无机碳释放^[25].此外, 本研究表明干旱和升温加剧西南喀斯特棕色石灰土无机碳释放, 原因可能是升温条件下土壤水分运动加快、能量提高^[26], 碳酸钙也具有更高能量易于发生溶解反应, 从而释放CO₂^[5], 而且CO₂溶解度随温度升高而降低^[26], 从而促进土壤无机碳释放. Raheb等^[27]的研究发现与半湿润和半干旱地区相比, 干旱地区土壤无机碳占总碳储量比例更高, 但更难存储无机碳.因此在全球气候变暖和西南喀斯特地区干旱强度升高的背景下, 应多考虑土地管理等措施对土壤无机碳固持的作用, 如Zhao等^[28]的研究证明施入草木灰可增加土壤pH、EC和MBC含量, 从而减少土壤无机碳释放CO₂.

温度对土壤有机碳矿化影响研究甚多^{[18, 19]}, 通常使用Q₁₀值表示不同类型的土壤有机碳矿化对温度变化的敏感性, 数值越大表明土壤有机碳矿化对温度变化越敏感^[18].温度和水分能解释自然生态系统中Q₁₀值大部分变异^[18], 如一般情况下温度升高时Q₁₀值下降, 水分过高或者过低时Q₁₀值下降^[19].本研究通过计算温度每增加10℃, 土壤无机碳释放CO₂速率增加的倍数值反映它对温度变化的敏感性, 结果表明在不同水分条件下, 棕色石灰土无机碳释放CO₂对温度变化比红壤敏感, 受土壤水分影响显著, 主要原因可能是其理化性质差异, 前者土壤有机质、钙离子、黏粒等含量均比后者高^[23], 棕色石灰土中胡敏酸与钙离子结合后稳定性更高, 形成腐殖质, 温度和土壤水分变化显著影响碳酸钙溶解产生钙离子的转化机制, 而红壤腐殖质中胡敏酸并不倾向于与钙离子结合, 而是与R₂O₃结合形成活性胡敏酸^[29], 因此红壤无机碳转化对温度敏感性较棕色石灰土弱.

本研究方差分析结果表明, 温度对土壤无机碳释放CO₂影响显著, 随温度升高而增加, 王忠媛等^[9]关于盐碱土研究与本结果一致; 而且刘加彬^[30]的研究发现在不同时间尺度上, 碱性沙土无机碳释放CO₂对温度变化反应十分灵敏, 温度直接影响土壤无机碳固定和释放, 因此重视土壤无机碳释放CO₂过程及温度等影响因素的作用, 将能更加准确评估全球变化背景下土壤碳循环及固定.

土壤水分和温度对棕色石灰土和红壤无机碳释放影响显著, 其无机碳释放速率和累积释放量随土壤水分增加而降低, 随温度增加而升高.棕色石灰土无机碳释放对温度变化的反应比红壤更敏感, 且土壤水分是其重要影响因素.由于特殊的成土背景, 喀斯特地区棕色石灰土含有一定含量的碳酸盐, 因此在全球气候变暖和西南喀斯特地区降雨分布不均匀的背景下, 富含碳酸盐的棕色石灰土无机碳释放应该受到关注.