荒漠草原土壤碳分布特征及有機碳向無機碳酸鹽的轉移

中圖分類號：S153 文獻標識碼：A 文章編號：1007-0435（2025）07-2219-08

引用格式：，等.荒漠草原土壤碳分布特征及有機碳向無機碳酸鹽的轉移[J].草地學報，2025，33（7）： 2219-2226 WANG Xue-ren，YAO Jia，ZHANG Pu-he，et al.Characteristicsof Soil Carbon Distribution and Transferof Organic Carbon to Inorganic Carbonate in Desert Steppe[J].Acta Agrestia Sinica，2025，33（7） ：2219-2226

Abstract：In this study，the desert steppe in Siziwangqi，Inner Mongolia wasused as the studyarea to investi gate the vertical distribution characteristics of soil carbon，and the stable carbon isotope technique Was used to differentiate lithogenic carbonate（LC） and pedogenic carbonate（PC），to quantify the amount of fixed CO₂ and the proportion of the source in the formation process of PC，and finally to quantify the transfer of SOC to SIC. The results showed that in the plant growth period， the SOC content in the soil was 3.38-10.84g?kg^-1 and3.44～12.28g?kg^-1 ，respectively，and both of them showed a decreasing trend with the deepening of the soil layer；the carbonate content in the soil was 28.14-189.61 g?kg^-1 and 27.47-192.13g?kg^-1 ，showing an increasing and then decreasing trend with the deepening of the soil layer.During the plant growth period，the PC content in the soil layers of 40-60cm ， 60-80cm and 80-100 cm were 82.40，and 25.44g?kg^-1 ，the amount of fixed CO₂ was 18.13，24.87 and 5.60g?kg^-1 ;and the proportion of soil respiration from the source was 56. 91% ，51. 91% ，and 65.91% ，respectively. Soil respiration released CO₂ was the main contribution. Finally，the amount of SOC transferred to carbonate in the three soil layers was calculated to be 5.16，6.46， and 1.84g?kg^-1 . This study had a preliminary investigation of carbon transfer and provided a theoretical basis for subsequent research on the“carbon cycle”.

Key words：Soil carbon;Stable isotope;Profile characterization;Pedogenic carbonate;Carbon transfer

土壤碳庫包括土壤有機碳（Soilorganiccarbon，SOC）和土壤無機碳（Soilinorganiccarbon，SIC），是陸地生態系統中最大且周轉時間最長的碳庫[1。王壤碳庫既是維系地球生物化學循環的重要介質，同時也在維持陸地生態系統結構、分布和功能方面起到重要作用[2]，其含量極低的變動也會引起全球氣候的巨大變化[3]。然而，以往的研究多集中于SOC^[4-5] ，而忽視了SIC在碳循環中的作用。土壤無機碳主要是指土壤碳酸鹽，而碳酸鹽根據其成因可分為原生碳酸鹽（Lithogeniccarbonate，LC）和次生碳酸鹽（Pedogeniccarbonate，PC）[6]。其中，次生碳酸鹽是指土壤風化成土過程中形成的碳酸鹽，其與原生碳酸鹽的溶解及沉積平衡過程密切相關，在全球碳固持中起到重要作用。近年來，有研究者發現在干旱荒漠地區無機碳存在穩定的“碳匯\"現象，因此土壤無機碳庫開始被更多的關注。

草地生態系統是陸地碳循環、碳截儲的重要組成部分，全球草地生態系統碳儲量約占全球陸地生態系統碳儲量的 15.2% 。在我國，草原土壤無機碳庫主要分布在北部及西北十旱地區草原和灌叢植被下[8]。內蒙古荒漠草原位于我國北部地區，因其氣候干燥，較高的海拔及獨特的成土母質等原因使得土壤內含有大量的無機碳酸鹽[9]。土壤內碳酸鹽存在一個溶解一沉淀一再結晶的動態變化過程。在植物生長期內，植物的呼吸速率及有機碳的礦化速率提高，產生了大量 CO₂ 氣體，這些氣體與土壤中的水分發生化學反應形成碳酸溶液，溶解了一部分碳酸鈣后生成重碳酸鈣，隨著土壤水分的蒸發，重碳酸鈣又沉淀成為碳酸鈣[10]。在整個過程中，土壤碳的轉移主要為間接轉移，即通過 CO₂ 進行轉移，整個轉移過程為 CO₂（g）CO₂（aq）HCO₃^-（aq） CaCO₃（s）^[11] 。在此過程中新生成的PC不但固存了大氣中的碳，還固存了有機質分解釋放的碳[12]

碳同位素技術目前已廣泛應用到環境科學領域，包括追蹤生物要素在生態系統中的循環過程[13]，定量評價碳組分變化[14]，定性研究碳物質來源[15]，示蹤研究土壤的長期碳過程等[16-17]。為定量探究土壤內PC含量及SOC向無機碳酸鹽的轉移，本研究選取了內蒙古四子王旗阿德格縣荒漠草原作為研究區，利用穩定碳同位素技術，探討荒漠草原SOC、土壤無機碳酸鹽含量及其 δ¹³C 值剖面特征；同時結合土壤 CO₂ 0¹³C 值，對土壤PC及LC進行區分并得出PC的量；隨后研究土壤PC在形成過程中對土壤 CO₂ 及大氣 CO₂ 的固存，得到SOC向無機碳酸鹽的轉移量。本研究對于揭示內蒙古地區荒漠草原土壤碳庫的動態特征提供數據支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區自然概況

研究區位于內蒙古自治區烏蘭察布市四子王旗阿德格野外試驗基地 ?42^°02^′17^′′N，112^°30^′57^′′E 海拔 1327m. 。研究區土壤類型為淡栗鈣土，植被群落是以短花針茅（Stipabreuiflora）為建群種，無芒隱子草（Cleistogenes songorica）和櫛葉蒿（Neopallasiapectinata）為優勢種，植物生長季為5一10月。

1. 2 樣品采集與處理

于2023年5月（DS-5）和10月（DS-10）在四子王旗阿德格荒漠草原研究區內隨機選取 5m×5m 樣方4個，各樣方內按照“S”型設置采樣點5個，分別采取 0～10cm 10～20cm ， 20～40cm ， 40～60cm ，60～80cm，80～100cm 土層土壤，去除草根、石礫等雜質后，將同一個樣方內同一深度的土壤混合均勻后取 1kg 裝入自封袋帶入實驗室，自然風干后，一部分土樣研磨后過 0.25mm 篩，另一部分過 0.15mm 篩，前者用于后續土壤碳酸鹽含量的測定，后者用于SOC、SOC定同位素值 （S¹³C_soc） 、碳酸鹽穩定同

位素值 （S¹³C_src） 的測定。

在采集土樣的同時，將不同長度頂端打孔的PVC管插人相應深度的土層，進行土壤 CO₂ 氣體的采集。在進行氣體采集前，利用小型抽氣泵抽空管內氣體并將管口進行密封處理。待管內氣體穩定24h 后，利用抽氣泵抽取管內氣體并通入 500mL 氣袋進行保存。

1.3 測定方法

土壤基本理化性質的測定均采用常規分析方法[18]：SOC含量測定采用濃硫酸-重鉻酸鉀外加熱法；SIC含量的測定采用氣量法。

SOC δ¹³C 值的測定采用鹽酸處理法[19]；土壤無機碳酸鹽及土壤母質 δ¹³C 值的測定采用磷酸法[20]。

碳穩定性同位素比率的表示方法[21]： δ¹³C 值表示樣品中的兩種碳同位素比值相對于某一標準對應比值的相對千分差，是描述樣品與標準樣品相比較時 δ¹³C 天然豐度變異程度的指標。其計算公式為：

在上述公式中，標準樣品一般為美國南卡羅萊納州白堊系皮狄組地層中的美洲擬箭石（PDB），其δ¹³C=0.01124 。

1.4 計算方法

在開放土壤體系中，碳存在一種相的變化：CO₂（g）CO₂（aq）HCO₃^-（aq）CaCO₃（s） ，這種變化過程伴隨著與當地溫度相關的同位素分餾，從CO₂ （g）到 CaCO₃ （s）的同位素分餾與溫度之間存在如下關系：

1000lna=-3.63+1.194×10⁶/T²

式中 a 為同位素分餾因子，T代表開氏溫度。經測定，該地5月份和10月份均溫為 24.7^°C 及18.3^°C 。代人計算后 α 分別為 1.00972，1.01022 后由公式（3）可由土壤 CO₂ 8¹³C 值計算出PC的δ¹³C 值。

δ¹³C_PC=δ¹³C_CO2+α

隨后，利用以下同位素平衡方程式（4）可以計算出PC在土壤SIC中所占據的比例及具體質量。PC（%）=[δ¹³C_stc-δ¹³C_pm]/[δ¹³C_pc-δ¹³C_pm]×100%

式中， δ¹³C_src 代表土壤碳酸鹽的 δ¹³C 值； δ¹³C_pm 代表土壤母質的 δ¹³C 值。

在碳酸鹽沉積之前， HCO₃^- 中的碳有 1/2 來自土壤 CO₂ ，因此土壤PC形成及重結晶過程中固定的CO₂ 的質量可以通過公式（5）（6）計算得出。

N_CO2=1/2×m_PC/M_PC

m_CO2=N_CO2×M_CO2

式中， N_CO2 為 CO₂ 的物質的量； m_PC 為次生碳酸鹽的質量； M_PC 為PC的摩爾質量； m_CO2 為 CO₂ 的質量； M_CO2 為 CO₂ 的摩爾質量。

土壤內 CO₂ 氣體的 δ¹³C 值由土壤呼吸作用及大氣所共同決定，因此依據PC豐度法和公式（7），可得出土壤氣體中來自土壤呼吸及大氣的 CO₂ 比例。

δ¹³C_CO2=δ¹³C_soc×a%+δ¹³C_air×b%

式中， δ¹³C_soc 為SOC的 δ¹³C 值； δ¹³C_air 為當地大氣的 δ¹³C 值； a% 代表土壤呼吸作用產生的 CO₂ 占總CO₂ 的比例； 6% 表示來自大氣的 CO₂ 占總 CO₂ 的比例。

有研究表明[22]，微生物與植物的呼吸作用約占土壤呼吸作用的 50% ，由此可以推測SOC的分解作用約占土壤呼吸作用所釋放 CO₂ 的 50% 。因此可以計算出PC形成過程中固定來自SOC分解的 CO₂ 的質量為：

m_soc-co2=1/2×a%×m_co2

1. 5 數據處理與分析

采用Exce12016進行數據匯總及作圖；采用SPSS20.0進行數據分析。

2 結果與分析

2.1不同時期SOC及其穩定同位素分布特征

四子王旗荒漠草原SOC含量范圍在5月和10月分別為 3.38～10.84g?kg^-1 及 3.44～12.28 g?kg^-1 ，且兩個時期SOC含量均呈現出隨土層的加深而減少的變化趨勢（圖1）。在10月份該地 0～10 cm土層SOC含量增加了 13.32% 10～20cm 土層SOC含量增加了 17.58% 。 20～100cm 土層SOC含量變化幅度較小，除 60～80cm 土層SOC含量出現較小程度降低外 （-3.32%） ，其余土層SOC含量均升高，但這種變化并不顯著。

四子王旗荒漠草原SOC δ¹³C 值介于一 25%～ -23‰ 之間，呈現出先增加后降低的趨勢。在5月份，SOC δ¹³C 值在 20～40cm 處出現最大值（-23.32%） ；在10月份，SOC δ¹³C 值在 40～60cm 處達到最大值 （-23.90%） 。 0～40cm 土層SOCδ¹³C 值在兩個時期之間具有較大差異，且在 0～ 10cm 及 20～40cm 土層之間具有顯著差異；但在40～100cm 土層無顯著差異。

2.2 不同時期土壤碳酸鹽及其穩定同位素分布特征

荒漠草原土壤碳酸鹽含量較為豐富，且隨著土層的加深呈現出先增高后降低的趨勢， 0～10cm 土壤碳酸鹽含量最低，在5月份及10月份分別為28.14和 27.47g?kg^-1 ；在 60～80cm 處達到峰值，兩個時期碳酸鹽含量分別為189.61和 192.13g?kg^-1 （圖2）。相對于土壤有機碳來說，土壤碳酸鹽性質更為穩定。因此，在10月份，土壤碳酸鹽含量僅出現了輕微變化：除 0～10cm 土層土壤碳酸鹽含量減少了 2.38% 之外，其余土層土壤碳酸鹽含量分別增加了 2.27%，5.36%，0.94%，1.33% 和 1.69% O

同時，四子王旗荒漠草原土壤碳酸鹽碳穩定同位素值在5月份及10月份無顯著差異。兩個時期王壤碳酸鹽穩定碳同位素值均呈現先降低后增加的趨勢，在 20～40cm 土層達到最低值，分別為-9.26% ，-9.13%;在 80～100cm 處達到最高值，分別為一 ， -3.59% 。

2.3土壤 CO₂ 同位素分布特征

在5月份及10月份， 0～60cm 土層土壤 CO₂ δ¹³C 值呈現出不同的變化趨勢。在5月份，土壤CO₂ 0¹³C 值隨土層深度增加呈現出先增長后降低的趨勢，并在 60～80cm 處時達到最高值（ -16.12%） ，且在 0～10cm 土層具有最小值（-19.14%） ）；而在10月份，土壤 值則隨著土層深度的增加呈現降低-增高-降低的趨勢，在 0～ 10cm 土層處具有最大值 （-16.21%） 。土壤 CO₂ δ¹³C 值在 0～60cm 處遞減，且在 40～60cm 處達到最低值 （-18.23%） 。

2.4土壤SOC向無機碳酸鹽的轉移

2.4.1PC占比及含量 0～40cm 土層與外界大氣相接，土壤-大氣界面存在著無休止的氣體交換，因此 0～40cm 土層的 CO₂ 的 δ¹³C 值存在很大的誤差，不能反映土壤內 CO₂ 真實的 δ¹³C 值。因此僅對40cm 以下土層PC相關指標進行計算，計算結果見表1。

在 40～60cm，60～80cm，80～100cm 土層內，隨土層深度的增加，土壤PC的 δ¹³C 值呈現出先增高后降低的趨勢，在 60～80cm 處達到最大值，為－6. 63‰ ，并在 80～100cm 處達到最低值，為 -7.58‰ 。PC占比隨著土層深度的增加而降低，在這三個土層內，PC占比分別為 76.86%，59.26%，23.08% ；含量分別為82.40，113.05和25 .44g?kg^-1 。

2.4.2土壤SOC向無機碳酸鹽轉移的量經計算可知，四子王旗荒漠草原 40～60cm ， 60～80cm ，80～100cm 土層平均每千克土壤固定 CO₂ 分別為18.13，24.87和 5.60g 。對土壤碳酸鹽固定的 CO₂ 來源進行計算區分，發現土壤固定的 CO₂ 主要來源為土壤呼吸，其占比為 51.91%～66.11% 。隨著土層的加深，固定土壤呼吸產生的 CO₂ 質量呈現出先降低后增加的趨勢。由公式 （6）～（8） 可以計算出在整個植物生長季，土壤 40～60cm ， 60～80cm ， 80～ 100cm 土層每千克土壤固定來自大氣的 CO₂ 質量分別為7.81，11.96和 1.92g ，固定來自SOC分解的 CO₂ 質量分別為5.16，6.46和 1.84g 。

3討論

3.1荒漠草原SOC及同位素值分布特征

由圖1可知，在整個植物生長季，隨著土層深度的增加，土壤SOC含量逐漸降低。在10月份， 0～ 20cm 土層SOC含量在 0～100cm 總有機碳含量中的占比從 47.89% 增加到了 50.63% 。這是因為其垂直分布特征主要受到動植物殘體的輸入量以及土壤剖面的發育過程影響[23]。在10月份，草原植物開始逐漸凋落，作為有機質源輸入至土壤[24]，此時土壤有機質的輸入速率大于分解速率，因此SOC含量較高。隨著土層深度的增加，有機碳含量開始減少，這是因為深層土壤微生物數量減少，植物根系分布減少，因而造成了SOC的降低。

在5月份，隨著土層深度的增加， SOC8¹³C 值先升高后降低，并在 20～40cm 處達到最大值（-23.32%） 1。 0～40cm 土層內SOC δ¹³C 值隨著土層深度增加而增高的原因是有機質的分解降低了SOC含量，導致了碳同位素的分餾效應增強6，因此呈現出升高趨勢。而在10月份，當地的氣溫開始降低，生物活動性降低，導致碳同位素的分餾效應降低，因此在整個 0～60cm 土層，10月份的SOCδ¹³C 值要低于5月份。

3.2荒漠草原土壤碳酸鹽及同位素值分布特征

由圖2可知，土壤內碳酸鹽含量隨土層深度的增加呈現出先升高后降低的狀態，并在 60～80cm 達到最大值，且在兩個時期并無顯著差異。這是因為相較于SOC，土壤碳酸鹽具有更好的穩定性[25]。表層土壤碳酸鹽含量最低，僅有 27.47～28.14g?kg^-1 。這是因為表層土壤遠離母質層，易受到風蝕影響[26]。其碳酸鹽主要來自大氣中的灰塵顆粒，且以LC，PC形式存在的碳酸鹽較少[27]。隨后，在 0～80 cm土層，土壤碳酸鹽含量逐漸增加的原因主要為研究區土壤在 40cm 之下，存在含有大量碳酸鹽的鈣積層[28]。同時，土壤深度越大就愈發接近土壤母質層，而當地土壤母質主要成分為碳酸鹽[29]，因此土壤深層碳酸鹽含量較高。另外，雨水溶解了一部分的 CO₂ ，形成碳酸溶液，溶解了一部分的重碳酸鈣，在土壤內因重力作用向下遷移，因此增加了深層土壤碳酸鹽的含量[11]。

在整個植物生長季，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值基本沒有發生變化，這與前人的研究結果相似[12]。在 0～40cm 土層，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值逐漸降低。這是因為這一部分的土壤接近大氣層，受大氣中 CO₂ 影響，距離大氣較近的土壤碳酸鹽 δ¹³C 值偏正[30]。在20～40cm 處土壤碳酸鹽 δ¹³C 值最低，這是因為該土層生物的生命活動較強，包括植物及微生物的呼吸以及土壤內有機質的氧化分解[31]，導致土壤中 CO₂ 濃度增大，且此過程基本不產生同位素分餾[32]，因此該土層土壤碳酸鹽 δ¹³C 值最低。隨后，土壤碳酸鹽 δ¹³C 值在 40～100cm 土層逐漸升高，這是因為土層越深便愈發接近土壤母質層，而本實驗測定土壤母質 δ¹³C 值為 ，與土壤 100cm 處碳酸鹽δ¹³C 值接近。

3.3荒漠草原土壤 值分布特征

荒漠草原土壤 CO₂ 0¹³C 值在5月份和10月份出現了不同的變化趨勢。在 0～60cm 土層，在5月份，隨著土層深度的增加，土壤 CO₂ 8¹³C 值逐漸升高。這可能是因為研究區主要植被為灌木叢，其根系較深，分布較廣，造成了土壤結構疏松，加大了王壤CO₂ 與大氣 CO₂ 之間的氣體交換[33]，因此土壤 CO₂ δ¹³C 值逐漸升高。10月份，土壤表層 CO₂ 8¹³C 值降低，且隨著土層深度的增加，土壤 值呈現遞減趨勢，這與張林等[6.34]的研究結果相似。這是因為土壤自身所生成的 CO₂ 氣體主要來源于植物根系呼吸、土壤有機質的分解等[35]。在10月份，大量植物凋落物成為土壤有機質的來源，土壤呼吸分解有機質產生的 CO₂ 的 δ¹³C 值會最大程度上繼承有機質的 δ¹³C 值，而有機質 δ¹³C 值相對較小，因此導致了0～20cm 土壤 CO₂ 0¹³C 值降低[36]。同時， CO₂ 相對分子質量較高，沿著土壤剖面會出現自然下沉的狀況[，因而出現了10月份土壤 CO₂ 0¹³C 值略高于5月份的情況。

在 60～100cm 土層，土壤 CO₂ 0¹³C 值基本趨于穩定，且變化趨勢相同，這與前人的研究結果相似[38-39]。這是因為土壤自身生成的 CO₂ 具有極強的穩定性，同時該研究區土壤內含有鈣積層，削弱了土壤自身生成的 CO₂ 與大氣中 CO₂ 的氣體交換，減小了大氣 CO₂ 的影響。

3.4SOC向無機碳酸鹽的轉移

在整個植物生長季，土壤內 40～60cm ， 60～ 80cm 和 80～100cm 的土層SOC向無機碳酸鹽的轉移量分別為5.16，6.46和1. 84g?kg^-1c 其中 80～100cm 土層固定 CO₂ 最少，這是因為該土層SOC含量較低，碳酸鹽含量較高，在一定程度上抑制了LC的溶解，因此土壤中形成PC含量較低[34]。同時，由于鈣積層的存在，土壤孔隙度降低，大氣氣體無法混入，因而該土層PC形成或重結晶過程中固定 CO₂ 來自土壤呼吸的比例較高，來自大氣的比例較低。而40～60cm 以及 60～80cm 土層固定的 CO₂ 含量要高于 80～100cm 土層，且 60～80cm 土層生成PC含量最高。這是因為該地區土壤在 40cm 以下存在鈣積層[29]，因降雨等氣候因素，造成部分有機碳在該土層富集，因而分解生成的 CO₂ 氣體增多，導致該土層固定 CO₂ 量增多，相應的SOC向無機碳酸鹽的轉移量也最高。

4結論

在整個植物生長季， 0～100cm SOC碳含量范圍為 3.38～12.28g?kg^-1; 土壤碳酸鹽含量范圍為27.47～192.13g?kg^-1 。 40～60cm，60～80cm，80～ 100cm 土層PC占土壤碳酸鹽比例介于 23.08% ）76.85% 之間；這三個土層PC生成或重結晶過程中固定的CO2的量分別為18.13，24.87和 5.60g?kg^-1 ，土壤呼吸釋放 CO₂ 為主要貢獻源：其中來自大氣 CO₂ 的量分別為7.81，11.96和 1.92g?kg^-1 ；來自土壤呼吸的量分別為10.32，12.91和 3.68g?kg^-1 ，SOC向無機碳酸鹽轉移的量分別為5.16，6.46和 1.84g?kg^-1Ω 。本研究利用碳穩定同位素技術，初步探明了土壤內PC含量及SOC向無機碳酸鹽的轉移量，為后續準確了解土壤碳循環過程及進一步認識“碳失匯\"提供理論及數據基礎。

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（責任編輯彭露茜）