黑土坡耕地有機碳變化及固碳潛力分析

翟國慶,韓明釗,李永江,王恩姮

東北林業大學林學院, 哈爾濱 150040

土壤有機碳(Soil Organic Carbon, SOC)封存在糧食安全和氣候變化方面發揮關鍵作用[1]。21屆巴黎聯合國氣候大會上提出“千分之四”倡議(https://www.4p1000.org/understand),即每年每公頃土壤固碳0.4—0.6 t可抵消當年全球溫室氣體(Global Greenhouse Gas, GHG)的排放[2-3],而全球平均固碳水平僅為0.24 t hm-2a-1[2],仍具有較大的固碳潛力。改善農業管理措施、恢復退化農田是封存有機碳的有效途徑之一,不僅可以抵消大氣中溫室氣體的排放,還能提升土地生產力、實現農業可持續發展[4-5]。但在長期耕作的坡地上,由于自然因素(地形、降水)和人為因素(耕作)使得土壤發生侵蝕-沉積作用,進而導致SOC在坡面尺度重新分布[6-7],為農田坡面碳封存的估算帶來不確定性。一般情況下,土壤侵蝕導致坡上侵蝕區SOC大量流失,而坡下沉積區累積增加[8],所以,侵蝕區土壤具有較大的固碳潛力[9],而沉積區土壤固碳固潛力則相對有限[10]。與此同時,因侵蝕-沉積作用而導致的不同土層碳儲量差異對固碳潛力的估算也具有重要貢獻[3,11]。

緩解氣候變化需要考慮SOC的長效穩定機制,因此,細顆粒礦物組分(<20 μm,粉粒和黏粒)作為土壤碳穩定潛力的代表已得到廣泛的應用[3]。細顆粒礦物對有機碳的吸持限度被稱為土壤碳保護的最大容量或者碳飽和度,即理論碳飽和容量[12],而理論碳飽和容量與細顆粒有機碳的實際含量的差異被定義為碳飽和不足[13],即土壤固碳潛力[10]。土壤固碳潛力不僅受到當前礦物組分及有機碳含量的影響,還會受土地利用類型、土壤母質、土壤質地、氣候的影響[14]。

東北黑土區是我國重要的商品糧生產基地,同時也是四大水蝕區之一。腐殖質層厚度已從墾前60—70 cm降至20—30 cm[15],農田有機碳密度持續下降,有機碳庫長期處于虧缺狀態[16]。黑土區因耕作而導致侵蝕退化的土壤具有較大的固碳潛力[17],理論上,侵蝕區相對沉積區以及非耕層相對耕層具有更大的固碳潛力。本研究以典型黑土區長期傳統作業的坡耕地(30—60 a)為研究對象,探討坡上侵蝕區和坡下沉積區有機碳分布特征,并估計不同開墾年限侵蝕區和沉積區土壤固碳潛力的差異,旨為評估農田黑土固碳潛力及退化黑土修復提供理論依據。

1 研究方法

1.1 研究區域概況

研究地點位于黑龍江省西北部的克山農場(48°12′—48°23′N、125°08′—125°37′E),海拔240—340 m,溫帶大陸性季風氣候,年均氣溫0.9℃,年均降水量501.7 mm,年均蒸發量1329 mm,土壤以黏化濕潤均腐土(中國土壤分類系統)為主,屬于典型黑土區,坡緩而長,具有明顯的漫川漫崗地形特征。該區已全面實現機械作業,鏵式犁深翻配合圓盤靶整平是最常用的整地管理措施,多年平均整地深度(耕層)約為30 cm。

1.2 樣地選取與樣品采集

2018年10月下旬(整地前),于26連隊選擇開墾年限為30 a(48°17′9″N、125°25′51″E)、40 a(48°17′2″N、125°26′15″E)坡耕地,20連隊選擇開墾年限60 a(48°15′23″N、125°20′1″E)坡耕地為研究對象(圖1),3個樣地自開墾以來均為玉米和大豆輪作,且采樣時前茬作物均為青貯玉米,能夠作為該區長期機械作業坡耕地代表。由于長期耕作遷移以及水蝕共同作用,坡上形成凈遷移侵蝕區,而在坡下形成凈遷入沉積區[7]。為對比侵蝕區和沉積區土壤有機碳及固碳潛力的差異,分別在30 a,40 a 和60 a坡耕地的坡上(約距坡頂端10、20、40 m)和坡下(近坡底端)2個位置各設1處采樣點,挖掘土壤剖面(長、寬、深分別為1、0.5、1 m),總計6個土壤剖面,使用分層抽樣方法在每個剖面分5層取樣(0—10、10—20、20—30、30—40、40—50 cm),每層土壤樣品均勻混合記為一個樣本,共獲取30個樣本,然后將土壤樣品在通風透氣處自然風干后,過2 mm篩,備用。需要說明的是,坡上侵蝕區排水良好,開墾30 a坡耕地的黑土層厚度約為40 cm,開墾40 a和60 a坡耕地黑土層厚度約為30 cm;坡下沉積區黑土層厚度約為50—60 cm,70 cm以下均處于長期浸水狀態,且本研究并未采樣到真正的埋藏層(60—80 cm),因此,沉積區0—50 cm數據僅代表沉積區表層土壤。各層各指標重復3次。樣地及土壤基本性質見表1。

圖1 研究區分布圖Fig.1 Location of the study area

1.3 樣品處理與分析

將10g風干土壤(<2 mm)置于500 mL三角瓶中,并加入0.5 moL/L NaOH 10 mL,再加入蒸餾水使體積達到250 mL左右,充分搖勻后,置于電熱板加熱,微沸1 h后轉移土壤懸浮液至1 L量筒,根據司篤克斯定律[18],在相應深度和時間虹吸懸浮液,收集黏粒+粉粒(<20 μm)和黏粒(<2 μm)組分,在105℃下烘干后,采用元素分析儀vario TOC(Elementer,德國)測定SOC含量,所有的土壤樣品都不含碳酸鹽[7],所以SOC含量即為總碳。

1.4 指標計算

1.4.1有機碳密度(CD)[19]

CD=CT×BD×(1-RF)×T×10-2

(1)

式中,CD：有機碳密度(kg/m2);CT：總有機碳含量(g/kg);BD：體積密度(g/cm3);RF：>2 mm石礫含量(%),由于該區域為平原區域,大于2 mm的礫石含量可以忽略不計[20];T是土層厚度(cm)。

表1 樣地及土壤的基本特性

ES：侵蝕區 Erosion site;DS：沉積區 Deposition site;不同大寫字母(A、B)表示相同土層深度侵蝕區和沉積區之間差異顯著,不同小寫字母(a、b、c)表示侵蝕區或沉積區不同土層深度之間差異顯著(P<0.05)

1.4.2碳飽和水平(CSL)[3]

(2)

Csat=0.45×Mfine

(3)

式中,CSL：碳飽和水平(%);Cfine：細顆粒有機碳含量(g/kg);Csat：碳飽和度(g/kg),模型系數考慮了土壤礦物類型和土地利用類型以及氣候因素的影響,詳細情況可參考Feng等人[21]的研究結果;Mfine：<20 μm細顆粒的質量含量(%)。

1.4.3固碳潛力(Cseq)[3]

Cseq=Csd×BD×(1-RF)×T×10-2

(4)

Csd=Csat-Cfine

(5)

式中,Cseq：固碳潛力(kg/m2);BD、RF、T同(1)式;Csd：碳飽和度不足(g/kg);Cfine和Csat同(2)和(3)式。

1.4.4固碳時間(Ctime)[22]

(6)

式中,Ctime：固碳時間(a);Cseq同(4)式;Crate：固碳速率(t hm-2a-1);1 t hm-2a-1=0.1 kg m-2a-1。

1.5 數據分析

根據該區機械耕作深度30 cm,將0—50 cm土層劃分為耕層土壤(0—30 cm)和非耕層土壤(30—50 cm)分別作為表土和底土進行對比;其中,0—10,10—20,20—30 cm各土層數據算數平均值作為表土(0—30 cm)結果;30—40 cm,40—50 cm各土層數據算數平均值作為底土(30—50 cm)結果。侵蝕區與沉積區之間、表土和底土之間采用T檢驗進行差異分析(P<0.05);不同開墾年限之間采用單因素方差分析(ANOVA)和圖基(Turkey)進行差異分析(P<0.05);侵蝕-沉積、表土-底土以及開墾年限三個因素之間采用多因素差異分析;分別使用SPSS 23和Origin 2017進行統計分析和繪圖。

2 研究結果

2.1 土壤固碳潛力估算方法的選擇

估算農田土壤固碳潛力常用本底值法和模型法。本底值法是指在研究區首先確定未經干擾的原生系統或經營管理后已達最優狀態的系統土壤有機碳庫儲量(本底碳庫),然后將預估算系統實際的土壤有機碳庫儲量與之相比較,二者差值即為固碳潛力[23-24]。然而有機碳庫依據周轉時間不同,既有不穩定有機碳庫(如大顆粒有機碳,周轉時間數天或者數月),也有相對穩定的有機碳庫(如細顆粒有機碳,周轉時間幾年或數十年,甚至百年[25]),很難判斷原生或最優系統土壤有機碳庫是否已經達到穩定狀態或者碳飽和狀態。模型法是假設土壤有機碳隨著外源有機碳的輸入而線性增加,碳累積不受限制且碳分解速率保持不變[26]。然而,因為土壤礦物顆粒有限的表面積致使其對有機碳的吸持能力具有最大限度[27]。土壤碳飽和度表明,隨著碳輸入的增加,有機碳儲量將達到最大值,且有機碳累積速率將在此過程中降低[12],因此,不考慮有機碳飽和度,模型法估算土壤固碳潛力也可能產生較大不確定性。Feng等人[21]綜合考慮土壤碳飽和度,使用細顆粒(<20 μm)最大有機碳濃度作為基礎,通過邊界分析法實現了土壤固碳潛力的有效估算。鑒于黑土黏粒含量較高(30%—45%),研究對象均為長期作業的坡耕地,且緩解氣候變化側重于有機碳的長期穩定機制,所以本文采用了Feng等人[21]構建的模型方法估算土壤固碳潛力。

2.2 土壤有機碳與固碳潛力分布特征

土壤侵蝕-沉積作用顯著影響有機碳及固碳潛力相關指標的空間分布。土壤總有機碳、有機碳密度以及土壤碳飽和水平均表現為沉積區顯著大于侵蝕區(P<0.05),且侵蝕-沉積區的差異均表現為開墾40 a、60 a坡耕地明顯大于開墾30 a;固碳潛力整體上表現為侵蝕區顯著小大于沉積區(P<0.05),侵蝕-沉積區的差異仍表現為開墾40 a、60 a坡耕地明顯大于開墾30 a(圖2)。在不同土壤深度水平上,各指標均在表土(0—30 cm)與底土(30—50 cm)之間表現出顯著差異,且侵蝕區的差異明顯大于沉積區。土壤總有機碳、有機碳密度以及土壤碳飽和水平均表現為表土顯著大于底土(P<0.05);固碳潛力則表現為底土顯著大于表土(P<0.05)(圖2)。

隨著開墾年限的增加,土壤總有機碳、有機碳密度以及土壤碳飽和水平在侵蝕區(0—50 cm)均表現為開墾30 a坡耕地顯著大于開墾40 a、60 a,而沉積區(0—50 cm)有機碳密度則規律相反(P<0.05),且土壤有機碳、碳飽和水平沒有顯著差異。其中開墾30a坡耕地侵蝕區有機碳密度和碳飽和水平分別達到最大值3.35 kg/m2和67%。固碳潛力在侵蝕區表現為開墾30a坡耕地顯著小于開墾40 a、60 a,且達到最小值1.24 kg/m2,而沉積區開墾60 a坡耕地固碳潛力顯著大于開墾30 a、40 a(P<0.05),且達到最大值1.04 kg/m2(圖2)。

圖2 土壤總有機碳、有機碳密度、碳飽和水平、固碳潛力變化Fig.2 Variation of total soil organic carbon, organic carbon density, carbon saturation level and soil carbon storage potential 不同大寫字母(A、B)表示侵蝕區和沉積區的差異顯著,不同小寫字母(a、b)表示表土和底土的差異顯著,不同小寫字母(x、y、z)表示坡耕地不同開墾年限(30 a、40 a、60 a)之間全土的差異顯著(P< 0.05);圖中數據為平均值±標準差(n=3)

2.3 土壤有機碳以及固碳潛力的影響因素

一般線性模型實驗結果表明,侵蝕-沉積、表土-底土以及侵蝕-沉積與開墾年限的交互作用、表土-底土與開墾年限的交互作用均對總有機碳、有機碳密度、碳飽和水平、固碳潛力這4個指標有顯著影響(P<0.05);而開墾年限、侵蝕-沉積與表土-底土與開墾年限三者交互作用均對上述4個指標無顯著影響。另外,侵蝕-沉積與表土-底土的交互作用對總有機碳、碳飽和水平以及固碳潛力均有顯著影響,而對有機碳密度沒有顯著影響(表2)。

土壤侵蝕-沉積作用以及長期耕作擾動均顯著影響土壤有機碳變化以及固碳潛力大小。其中,侵蝕-沉積區土壤碳固存相關指標均有顯著差異,侵蝕區總有機碳、有機碳密度以及碳飽和水平均顯著小于沉積區,而固碳潛力均顯著大于沉積區(P<0.05)。表土總有機碳、有機碳密度以及碳飽和水平均顯著大于底土;而固碳潛力則表現為底土大于表土。隨著開墾年限的增加,總有機碳和碳飽和水平表現為開墾40 a、60 a坡耕地顯著小于開墾30 a,有機碳密度表現為先降低后增加的規律,且開墾30 a坡耕地達到最大值,固碳潛力表現為開墾30 a顯著小于開墾40 a、60 a(表3)。

表2 侵蝕-沉積、表土-底土、開墾年限及其交互作用對固碳潛力相關指標的影響(P值)

表3 侵蝕-沉積、表土-底土、開墾年限對固碳潛力的總體影響

2.4 土壤固碳時間估算

通過有機肥施加、秸稈還田、免耕等管理可逐漸增加SOC含量,平均固碳速率在0.16—0.62 t hm-2a-1范圍內[28-29]。基于此固碳速率,估計了不同開墾年限黑土坡耕地達到固碳潛力的時間(表4)。開墾30 a、40 a、60 a坡耕地農田達到固碳潛力分別需要17—66 a、30—115 a、30—116 a;侵蝕區土壤達到固碳潛力需要20—181 a,沉積區土壤達到固碳潛力需要13—66 a。

3 討論

3.1 侵蝕-沉積區土壤固碳潛力差異

黑土區坡耕地在水蝕和耕作共同作用加重了水土流失[7],由于耕地邊界的存在,坡上表現為凈遷出,上坡土壤遷移至坡下表現為凈遷入,最終形成坡上侵蝕-坡下沉積的空間分布格局[30]。土壤有機碳含量伴隨坡耕地土壤遷移也呈現相似的空間分布特征,沉積區總有機碳、有機碳密度以及碳飽和水平顯著大于侵蝕區;且開墾40 a、60 a坡耕地侵蝕-沉積區的差異明顯大于開墾30 a(圖2),長期耕作使得坡耕地坡上區域土壤侵蝕加劇,大量有機碳流失,有的地方甚至出現破皮黃現象[15],而坡下區域大量有機碳伴隨土壤遷入-沉積埋藏[8]。沉積區較高的土壤含水量抑制了土壤呼吸[31],有機碳礦化減少;同時,SOC的礦化分解具有較強的溫度敏感性[32],沉積區較高的土壤含水量還可以降低和緩沖土壤溫度的變化,從而影響微生物活性;除此之外,優先遷移的細顆粒礦物在沉積區積聚,其巨大的表面積以及強烈的吸附能力與土壤有機碳結合形成有機礦物復合物,增加了沉積區土壤顆粒的團聚作用,促進了土壤有機碳的長期穩定[33]。侵蝕-沉積區有機碳濃度的變化最終決定了固碳潛力的差異,侵蝕區由于遭受嚴重的土壤侵蝕而遠離碳飽和狀態(33.14%—67.15%),而沉積區大量有機碳積累,使得碳飽和水平明顯提高(74.13%—80.7%),侵蝕區的固碳潛力最大為2.89 kg/m2,而沉積區的固碳潛力最大為1.04 kg/m2(圖2),這與Lal等[9]和Wiesmeier等[10]的研究結果一致,即有機碳耗竭的土壤(碳飽和水平低)往往具有較大的固碳潛力,而高有機碳含量(碳飽和水平高)的土壤固碳潛力相對有限。

表4 不同開墾年限黑土坡耕地達到固碳潛力所需的時間

3.2 表土和底土固碳潛力差異

多數研究對于固碳潛力的估算僅限于表層(0—30 cm)土壤[13,16-17],而對于表層以下土壤固碳潛力估算較少。由于表層土壤的總有機碳、有機碳密度以及碳飽和水平顯著大于底土(P<0.05),所以表土固碳潛力(0.6—2.53 kg/m2)顯著小于底土(0.83—3.59 kg/m2)(P<0.05)(圖2)。底土較高的固碳潛力可能是由于碳輸入較低,并且主要來自表土的易位[34]使得土壤遠離碳飽和狀態[35];另外,由于底土相對于表土受到較少耕作擾動,土壤有機碳的物理穩定機制能夠促進有機碳長期保存[36]。底土具有較大的固碳潛力也得到了不同研究地區的證實,例如,徐嘉暉等人[19]對大興安嶺森林土壤固碳潛力估算表明B層土壤固碳潛力達到了6.06 kg/m2;Chen等人[3]估計法國表土和底土分別可以固碳1008 Tg和1360 Tg;巴西免耕土壤0—100 cm深度的固碳潛力比0—30 cm深度高約59%[11],這有效指示深層土壤儲存碳的重要性,底土對于固碳潛力的貢獻不可忽視。種植具有深生根形狀的農作物[37]或者深耕土壤[38]可提高底土有機碳含量和儲量[39],但也有研究指出通過這種方式增加的有機碳可能并不穩定,因為大多數底土碳來源于表土新鮮的有機質(溶解有機碳,Dissolved Organic Carbon, DOC)[40-41]。由此看來,盡管底土具有較大的碳固存潛力,但在未來實施碳固存策略時需充分考慮有機碳的長效機制。

3.3 不同開墾年限坡耕地土壤固碳潛力差異

長期耕作加劇了土壤侵蝕過程,使得土壤有機碳含量迅速下降,之前有研究指出,黑土開墾10 a,20—30 a和50 a,有機碳含量從120 g/kg降至70 g/kg,40—50 g/kg和30—40 g/kg[42],而本文的研究發現隨著開墾年限的延長,有機碳含量降低速度更快,開墾30 a坡耕地SOC含量(31.97 g/kg)大于開墾40 a(25.04 g/kg)和開墾60 a(26.57 g/kg)(表3),由此看來長期耕作確實是加劇黑土有機碳損耗的主要原因,但是,可能通過與土壤侵蝕共同作用而致。因為開墾年限對有機碳含量以及固碳潛力沒有顯著影響,而侵蝕-沉積與開墾年限的耦合作用、表土-底土與開墾年限的耦合作用均顯著影響有機碳含量以及固碳潛力(表2),這說明長期耕作通過加快土壤侵蝕-沉積水平遷移過程以及耕作垂直擾動過程可顯著影響坡耕地土壤有機碳以及固碳潛力的空間分布。因此,不同開墾年限坡耕地達到固碳潛力的時間也有所差異(表4)。

3.4 坡耕地土壤固碳時間差異分析

為了實現土地生產力的可持續,許多改善農田管理的保護性措施(如有機肥添加、免耕、秸稈還田等)已經實施,這有利于農田土壤有機碳含量的增加,有機碳含量增加的最大限度被稱為碳固存潛力。評估當前的有機碳含量到達碳固存潛力的時間可以幫助我們改善土壤農田管理實踐,為修復退化土壤提供理論支撐。基于農田的平均固碳速率,我們的研究表明不同開墾年限坡耕地侵蝕區和沉積區土壤達到固碳潛力分別需要20—181 a和13—66 a(表4),這與Qin等人[22]和Yan等人[43]的研究結果較為接近。然而平均固碳速率值是在最優管理條件下獲得的,實際農田管理實踐中侵蝕區和沉積區達到固碳潛力的時間可能更長。

4 結論

東北黑土區坡耕地土壤侵蝕-沉積作用以及長期耕作擾動顯著影響有機碳以及固碳潛力的空間變化。總有機碳、有機碳密度、碳飽和水平均表現為沉積區顯著大于侵蝕區,表土顯著大于底土,隨著開墾年限增加表現為先降低后增加的規律,且均在開墾30 a坡耕地達到最大值。固碳潛力則表現為侵蝕區(1.24—2.89 kg/m2)顯著大于沉積區(0.79—1.04 kg/m2),底土(0.83—3.59 kg/m2)顯著大于表土(0.6—2.53 kg/m2),隨著開墾年限的增加表現為開墾30 a顯著小于開墾40 a、60 a。黑土坡耕地侵蝕區和沉積區土壤達到固碳潛力分別需要20—181 a和13—66 a。不同開墾年限坡耕地、不同坡位、不同土層土壤有機碳含量與固碳潛力存在差異,在坡耕地經營管理過程中需要考慮不同坡位有機碳庫分布及動態特征,以高效利用黑土資源,科學修復退化黑土。