黃河源區高寒草甸凸斑地對土壤團聚體固碳效應的影響

馬占明，張永坤，李希來

(1.青海大學生態環境工程學院，青海 西寧 810016； 2.省部共建三江源生態與高原農牧業國家重點實驗室，青海大學，青海 西寧 810016； 3.青海大學農牧學院，青海 西寧 810016)

在全球變暖的氣候背景下，面積廣大且凍土廣布的青藏高原是全球氣候變暖的敏感區，并成為研究全球碳排放的熱點與關鍵區域[1]。因土壤是陸地生態系統儲量最大的活躍碳庫，高寒草甸又是青藏高原的主要生態類型，高寒草甸土土壤碳排放成為科研工作者的研究重點[2]。又因土壤團聚體對土壤碳具有物理保護機制[3]，研究高寒草甸退化對土壤團聚體固碳效應的影響成為闡釋高寒草甸土壤碳排放機制不可或缺的環節。在青藏高原地區，針對高寒草甸退化對土壤固碳效應的研究僅分布在川西北的若爾蓋高寒草地[4-6]和藏北高原地區[7]。江仁濤等[4]和陳秋捷等[5]在川西北若爾蓋高寒草地僅針對土壤團聚體及其穩定性進行研究，發現隨高寒草地退化，土壤大團聚體減少，土壤團聚體平均質量直徑降低，導致土壤團聚體穩定性降低，但關于土壤團聚體對土壤有機碳的物理保護機制并未提及。蔡曉布等[7]在藏北高寒草原針對土壤團聚體對土壤有機碳的物理保護機制進行了研究，發現隨高寒草地退化，不同團聚體粒級的土壤有機碳濃度顯著下降，但未對土壤團聚體及其穩定性進行研究。不同粒級土壤團聚體比例與團聚體內有機碳含量的耦合關系是土壤固碳能力研究的一個關鍵方面，上述研究并未對二者進行系統研究。黃河源區高寒草甸分布廣泛，關于高寒草甸退化對土壤團聚體固碳效應的研究尚未發現，更未見不同粒級土壤團聚體比例與團聚體內有機碳含量的耦合關系研究。

黃河源區是三江源區中草地退化最為嚴重的區域[8～9]。高寒草甸是黃河源區草地退化的主要植被類型[10-13]。斑塊化是黃河源區草地退化的主要空間特征[9]。相較于連片的極度退化的黑土灘，凸斑地在高寒草甸上的鑲嵌分布是更普遍更廣泛的空間分布形式[14]。因此，本研究以高寒草甸凸斑地為研究對象，分析高寒草甸凸斑地對土壤團聚體分布特征、土壤團聚體穩定性、土壤團聚體內有機碳濃度和儲量的影響，借此明晰高寒草甸凸斑地對土壤團聚體固碳效應的影響機制，以期為青藏高原高寒草甸生態系統土壤碳循環機理提供理論支持。

1 研究區概況與研究方法

1.1 研究區概況

試驗樣地位于青海省黃南藏族自治州河南蒙古族自治縣。該縣地理坐標位置為北緯34°05′52″～34°56′36″，東經 100°53′06″～102°16′12″。全縣海拔3 600～4 200 m，地形東北高、西南低，主要包括灘地、丘陵、低山與高山4類地貌類型。氣候類型為高原大陸性氣候，每年5～10月份溫暖、多雨，11月至翌年4月寒冷、干燥、多大風天氣。年均氣溫-1.3～1.6 ℃，年降水量597.1～615.5 mm。

該區域主要植被類型為以嵩草屬為主的高寒草甸，原生植被主要為矮嵩草(Kobresiahumilis)、線葉嵩草(Kobresiacapillifoliae)和高山嵩草(Kobresiapygmaea)等[15]。土壤類型以高寒草甸土為主，土壤中有機質含量豐富、土壤潛在肥力高，但因高寒缺氧，土壤微生物活動微弱，營養物質流轉率低，周轉時間長，供肥效能差[15]。研究區分布大量的高原鼠兔(Ochotonacurzoniae)和高原鼢鼠(Eospalaxbaileyi)。因高原鼠兔和高原鼢鼠等多圍繞其洞穴采食與活動，導致該地區高寒草甸出現大量的裸土斑塊[14](圖1)。

圖1 凸斑地在高寒草甸上的鑲嵌分布(35 m×45 m航拍照片)Fig.1 Mosaic distribution of bare soil patches on alpine meadow(35 m×45 m aerial photo)

1.2 樣品采集

由圖1可知，凸斑地在高寒草甸上呈鑲嵌分布。圖2為凸斑地示意圖。本研究中，在200 m×200 m 的高寒草甸樣方內，隨機選取30個裸土斑塊布設樣點，樣點設于裸土斑塊中心，并在裸土斑塊外2 m處的天然高寒草甸設置18個樣點作為對照，共48個樣點。每個樣點分0～20 cm和20～40 cm土層采集土壤樣品，共96個樣品，樣品供測定土壤團聚體。此外，在以上相同位置，用環刀采集土樣測定土壤容重，共96個環刀土樣。其中，團聚體樣品的采集利用根鉆法[16]，根鉆內徑為9 mm；容重樣品采集通過環刀法，環刀體積為100 cm3。

圖2 凸斑地示意圖Fig.2 Schematic diagram of bare soil patch

1.3 指標測定

利用濕篩法[16]對土壤團聚體進行測定。團聚體分級標準參考研究土壤團聚體的國際知名學者SIX的權威分類標準[17]，將土壤團聚體分為>0.25 mm的大團聚體、0.053～0.25 mm的微團聚體和<0.053 mm的粉黏粒。具體方法：稱取過8 mm篩的風干土樣100 g，將樣品放置于孔徑自上而下為0.25 mm和0.053 mm的套篩上，先用水緩慢濕潤后，再放入水中，在整個套篩處于最下端時，最頂層篩的上邊緣保持低于水面，豎直上下振蕩5 min；收集各級篩層團聚體并分別轉移至鋁盒中，由于>2 mm和0.25～2 mm水穩性大團聚體中含有較多的根系，在烘干前仔細剔除可見根系，然后，以40 ℃烘干稱重，計算得到各級團聚體的質量百分比。土壤有機碳測定采用重鉻酸鉀外加熱氧化法。土壤有機碳供測土樣為通過濕篩>0.25 mm的大團聚體、0.053～0.25 mm的微團聚體和<0.053 mm的粉黏粒。

1.4 數據處理

1.4.1 土壤團聚體穩定性 水穩性團聚體穩定性主要通過平均質量直徑(MWD)、幾何平均直徑(GMD)和分形維數(D)表征，計算公式如下：

(1)

(2)

(3)

1.4.2 各粒級團聚體內的有機碳儲量 在0～20 cm和20～40 cm土層，大團聚體、微團聚體和粉黏粒組分有機碳儲量的計算公式如下：

Stocks ofOCi=Mi×OCi

(4)

(5)

其中：Mi表示單位面積內第i團聚體組分土壤的質量(kg/m2)，OCi表示第i團聚體組分土壤有機碳的濃度(g/kg)，D表示土層厚度(cm)，BD表示土壤容重(g/cm3)，wi是第i級團聚體占所有團聚體質量之和的比例(%)。

統計分析采用SPSS 22.0進行，作圖利用Origin 16.0進行。使用雙因素方差分析檢測土層深度和高寒草甸退化程度對土壤團聚體含量、土壤團聚體有機碳濃度和儲量的主體和交互效應。

2 結果與分析

2.1 土壤團聚體分布特征

由圖3可知，在0～20 cm土層，天然高寒草甸的平均土壤大團聚體、微團聚體和粉黏粒的質量分配比例依次為70.1%、19.4%和6.9%，凸斑地依次為62.0%、25.2%和9.3%。與天然高寒草甸相比，凸斑地導致土壤大團聚體減少，土壤微團聚體和粉黏粒顯著增加(P<0.05)；在20～40 cm土層，凸斑地對土壤團聚體含量的影響呈現類似的規律，但土壤微團聚體和粉黏粒含量的增加趨勢并不存在顯著水平(P>0.05)。由表1可知，不考慮其他因素，土層深度和高寒草甸凸斑地的出現均可以對土壤大團聚體、微團聚體和粉黏粒分配質量、分配比例產生顯著影響(P<0.05)，且土壤深度和高寒草甸的退化對土壤大團聚體、微團聚體和粉黏粒含量存在交互效應(P<0.05)。

圖3 高寒草甸凸斑地引起的土壤團聚體分布特征變化Fig.3 Distribution characteristics of soil aggregates induced by bare soil patches in alpine meadow

表1 土壤團聚體與團聚體內有機碳的雙因素方差分析Tab.1 Two-way ANOVA of soil aggregates and organic carbon in aggregates

表1(續)

2.2 土壤團聚體穩定性

圖4為高寒草甸凸斑化后MWD、GMD和D的變化情況。

圖4高寒草甸凸斑化帶來的團聚體MWD、GMD和D的變化Fig.4Variations of MWD,GMD and D of soil aggregates induced by bare soil patches in alpine meadow

隨高寒草甸退化為凸斑地，在0～20 cm土層，土壤團聚體的MWD由1.94 mm降至1.73 mm，呈顯著降低趨勢(P<0.05)(圖4a)；而在20～40 cm土層，MWD由1.92 mm降至1.83 mm，降幅略小于0～20 cm的表土層，但仍呈顯著下降趨勢(P<0.05)(圖4b)。在0～20 cm土層，天然高寒草甸與凸斑地的GMD分別為1.07 mm和0.81 mm，二者存在顯著差異(P<0.05)；在20～40 cm土層，天然高寒草甸與凸斑地的GMD分別為1.02 mm和0.88 mm，降幅雖減少，但仍呈顯著水平(P<0.05)(圖4c和4d)。0～20 cm土層天然高寒草甸的平均土壤團聚體D由2.46上升至2.54，并呈顯著水平(P<0.05)(圖4e)；而20～40 cm土層，天然高寒草甸與凸斑地的平均土壤團聚體D并不存在顯著差異(P>0.05)(圖4f)。

2.3 土壤團聚體內有機碳濃度

由圖5可知，在相同土層，無論天然高寒草甸還是凸斑地，其土壤大團聚體、微團聚體和粉黏粒的有機碳濃度均無顯著差異(P>0.05)。并且天然高寒草甸和凸斑地同一粒級團聚體組分同樣不存在有機碳濃度的差異(P>0.05)。但是，天然和退化高寒草甸的有機碳濃度存在顯著的土層差異(P<0.05)(表1)。0～20 cm土層大團聚體、微團聚體和粉黏粒平均有機碳濃度分別是40.9、39.5、32.0 g/kg；20～40 cm土層，三者的平均有機碳濃度依次是20.3、18.3、17.8 g/kg。

圖5 天然高寒草甸與凸斑地土壤有機碳濃度的差異比較Fig.5 Comparison of concentration of soil organic carbon between natural alpine meadow and bare soil patches in alpine meadow

2.4 土壤團聚體內有機碳儲量

由圖6可知，在0～20 cm土層，隨天然高寒草甸退化為凸斑地，大團聚體內平均有機碳儲量由51.1 g/m2降至46.3 g/m2，并存在顯著差異(P<0.05)；微團聚體和粉黏粒內平均有機碳儲量分別由11.6 、3.9 g/m2升至 18.1、5.3 g/m2，并呈顯著上升水平(P<0.05)；而對于20～40 cm土層，大團聚體、微團聚體和粉黏粒的平均有機碳儲量并未隨凸斑地存在顯著變化(P>0.05)。由表1可知，土層對大團聚體、微團聚體和粉黏粒的有機碳儲量具有極顯著的影響(P<0.05)，而高寒草甸凸斑地的出現對微團聚體和大團聚體的有機碳儲量具有顯著影響(P<0.05)。

圖6 土壤團聚體有機碳儲量隨高寒草甸退化為凸斑地的變化Fig.6 Variations of organic carbon storage of soil aggregate with the degradation of alpine meadow to bare soil patches

3 討論與結論

3.1 土壤團聚體及其穩定性

與天然高寒草甸相比，凸斑地導致>0.25 mm 土壤大團聚體顯著減少，<0.25 mm土壤微團聚體和粉黏粒顯著增加(P<0.05)。該結果與川西北高寒草地的相關研究結果較為接近,說明川西北天然高寒草地與黃河源區天然高寒草甸的土壤團聚體分布特征基本一致。隨高寒草甸退化為凸斑地，20～40 cm土層中，>0.25 mm土壤大團聚體和<0.25 mm土壤微團聚體、粉黏粒的變化規律與0～20 cm表層土一致，基本不呈顯著水平。該結果表明，在20～40 cm土層，高寒草甸凸斑地僅輕微影響土壤團聚體質量分配比例，影響并不顯著。但在川西北高寒草地的研究中，即使高寒草地的輕度退化也已經顯著影響了20～40 cm土層土壤團聚體的分布，并且導致20～40 cm土層土壤大團聚體的占比由58.75%～58.83%降至25.48%～28.49%[4-5]。由于土壤團聚體MWD和GMD是表征土壤團聚體穩定性的關鍵指標，在0～20 cm土層，隨高寒草甸退化為凸斑地，土壤團聚體的MWD由1.94 mm降至1.73 mm，呈顯著降低趨勢(P<0.05)，這表明天然高寒草甸具有更高的土壤團聚體穩定性。在川西北若爾蓋高寒草地的研究同樣體現了這一點[5]。在由天然草地向極度退化草地的轉變過程中，MWD顯著下降。對比二者可知，黃河源區高寒草甸和凸斑地的MWD明顯高于川西北若爾蓋高寒草地[5]。這可能與兩地土壤有機質含量的差異有關。因為土壤有機質是土壤團聚體形成的關鍵膠結劑，土壤有機質含量越高，越有利于土壤團聚體的形成，越易于提高土壤團聚體的平均質量直徑，從而提高土壤團聚體的穩定性[17]。在20～40 cm土層，天然高寒草甸和凸斑地的GMD分別為1.02 mm和0.88 mm，降幅減少但仍呈顯著水平。這可能是因為相較于0～20 cm表土層，高寒草甸凸斑化對20～40 cm土層土壤團聚體結構的影響程度已經相對較弱。此外，隨高寒草甸退化為凸斑地，0～20 cm土層高寒草甸的平均土壤團聚體D由2.46上升至2.54，并呈顯著水平。在川西北高寒草地[6]的研究中，隨高寒草地退化，平均土壤團聚體D同樣保持顯著上升趨勢，但具有更高的上升幅度。

3.2 土壤團聚體有機碳濃度與儲量

在相同土層，針對土壤大團聚體、微團聚體和粉黏粒組分，天然高寒草甸與凸斑地的有機碳濃度均無顯著差異。針對若爾蓋高寒草地的研究相關發現，無論天然還是重度退化高寒草地，其不同粒級土壤團聚體的有機碳濃度均存在顯著差異[6]。并且天然高寒草甸和凸斑地同一團聚體組分同樣不存在有機碳濃度的顯著差異，這說明高寒草甸凸斑地的出現并未引起土壤團聚體內有機碳濃度的變化。在若爾蓋高寒草地的研究中發現，高寒草地退化導致土壤團聚體有機碳濃度顯著降低[6]。而在西藏高寒草原的研究發現，相較于天然高寒草原，嚴重退化的高寒草原各個團聚體組分的有機碳濃度均出現顯著下降[7]。這可能是因為在本研究中，凸斑地鑲嵌分布在高寒草甸中，并未形成成片的黑土灘，因此草甸退化并未發展到極端退化的程度。本研究還發現，各團聚體組分的有機碳濃度存在顯著的土層差異。這主要是因為不同土層根系分布差異明顯，進而導致土壤有機碳輸入源的差異[18]。在0～20 cm土層，隨天然高寒草甸退化為凸斑地，>0.25 mm土壤大團聚體內平均有機碳儲量顯著下降；而<0.25 mm土壤微團聚體和粉黏粒平均有機碳儲量顯著上升。而對于20～40 cm土層，大團聚體、微團聚體和粉黏粒的平均有機碳儲量并未隨草甸退化為凸斑地存在顯著變化。這主要取決于伴隨高寒草甸退化為凸斑地，土壤團聚體分配比例和各組分團聚體內有機碳濃度的變化[18]。本研究中，鑒于土壤各團聚體組分的有機碳濃度并未伴隨草甸退化發生顯著變化(P>0.05)，決定土壤團聚體有機碳儲量的主導因素是各組分土壤團聚體的占比變化。0～20 cm土層土壤大團聚體顯著增加，土壤微團聚體和粉黏粒顯著減少；20～40 cm土層土壤大團聚體、微團聚體和粉黏?；緹o顯著變化。

綜上所述，相較于連片的極度退化的高寒草甸黑土灘，凸斑地在高寒草甸上的鑲嵌分布是高寒草甸退化空間上更為普遍和廣泛的退化形式，因而，其對土壤團聚體固碳效應的影響同樣不可忽視和低估。本研究發現，隨高寒草甸凸斑地的出現，高寒草甸土的土壤團聚體平均質量直徑顯著降低(P<0.05)，進而導致土壤團聚體穩定性降低。與天然高寒草甸相比，凸斑地的大團聚體、微團聚體和粉黏粒的有機碳濃度并無顯著差異(P>0.05)。凸斑地對土壤團聚體內有機碳儲量的影響基本局限在0～20 cm土層，對20～40 cm土層的影響并不顯著(P>0.05)。而土壤團聚體內有機碳儲量主要受到土壤團聚體粒級分布的影響。