黄河源区高寒草甸凸斑地对土壤团聚体固碳效应的影响

马占明，张永坤，李希来

(1.青海大学生态环境工程学院，青海 西宁 810016； 2.省部共建三江源生态与高原农牧业国家重点实验室，青海大学，青海 西宁 810016； 3.青海大学农牧学院，青海 西宁 810016)

在全球变暖的气候背景下，面积广大且冻土广布的青藏高原是全球气候变暖的敏感区，并成为研究全球碳排放的热点与关键区域[1]。因土壤是陆地生态系统储量最大的活跃碳库，高寒草甸又是青藏高原的主要生态类型，高寒草甸土土壤碳排放成为科研工作者的研究重点[2]。又因土壤团聚体对土壤碳具有物理保护机制[3]，研究高寒草甸退化对土壤团聚体固碳效应的影响成为阐释高寒草甸土壤碳排放机制不可或缺的环节。在青藏高原地区，针对高寒草甸退化对土壤固碳效应的研究仅分布在川西北的若尔盖高寒草地[4-6]和藏北高原地区[7]。江仁涛等[4]和陈秋捷等[5]在川西北若尔盖高寒草地仅针对土壤团聚体及其稳定性进行研究，发现随高寒草地退化，土壤大团聚体减少，土壤团聚体平均质量直径降低，导致土壤团聚体稳定性降低，但关于土壤团聚体对土壤有机碳的物理保护机制并未提及。蔡晓布等[7]在藏北高寒草原针对土壤团聚体对土壤有机碳的物理保护机制进行了研究，发现随高寒草地退化，不同团聚体粒级的土壤有机碳浓度显著下降，但未对土壤团聚体及其稳定性进行研究。不同粒级土壤团聚体比例与团聚体内有机碳含量的耦合关系是土壤固碳能力研究的一个关键方面，上述研究并未对二者进行系统研究。黄河源区高寒草甸分布广泛，关于高寒草甸退化对土壤团聚体固碳效应的研究尚未发现，更未见不同粒级土壤团聚体比例与团聚体内有机碳含量的耦合关系研究。

黄河源区是三江源区中草地退化最为严重的区域[8～9]。高寒草甸是黄河源区草地退化的主要植被类型[10-13]。斑块化是黄河源区草地退化的主要空间特征[9]。相较于连片的极度退化的黑土滩，凸斑地在高寒草甸上的镶嵌分布是更普遍更广泛的空间分布形式[14]。因此，本研究以高寒草甸凸斑地为研究对象，分析高寒草甸凸斑地对土壤团聚体分布特征、土壤团聚体稳定性、土壤团聚体内有机碳浓度和储量的影响，借此明晰高寒草甸凸斑地对土壤团聚体固碳效应的影响机制，以期为青藏高原高寒草甸生态系统土壤碳循环机理提供理论支持。

1 研究区概况与研究方法

1.1 研究区概况

试验样地位于青海省黄南藏族自治州河南蒙古族自治县。该县地理坐标位置为北纬34°05′52″～34°56′36″，东经 100°53′06″～102°16′12″。全县海拔3 600～4 200 m，地形东北高、西南低，主要包括滩地、丘陵、低山与高山4类地貌类型。气候类型为高原大陆性气候，每年5～10月份温暖、多雨，11月至翌年4月寒冷、干燥、多大风天气。年均气温-1.3～1.6 ℃，年降水量597.1～615.5 mm。

该区域主要植被类型为以嵩草属为主的高寒草甸，原生植被主要为矮嵩草(Kobresiahumilis)、线叶嵩草(Kobresiacapillifoliae)和高山嵩草(Kobresiapygmaea)等[15]。土壤类型以高寒草甸土为主，土壤中有机质含量丰富、土壤潜在肥力高，但因高寒缺氧，土壤微生物活动微弱，营养物质流转率低，周转时间长，供肥效能差[15]。研究区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围绕其洞穴采食与活动，导致该地区高寒草甸出现大量的裸土斑块[14](图1)。

图1 凸斑地在高寒草甸上的镶嵌分布(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 样品采集

由图1可知，凸斑地在高寒草甸上呈镶嵌分布。图2为凸斑地示意图。本研究中，在200 m×200 m 的高寒草甸样方内，随机选取30个裸土斑块布设样点，样点设于裸土斑块中心，并在裸土斑块外2 m处的天然高寒草甸设置18个样点作为对照，共48个样点。每个样点分0～20 cm和20～40 cm土层采集土壤样品，共96个样品，样品供测定土壤团聚体。此外，在以上相同位置，用环刀采集土样测定土壤容重，共96个环刀土样。其中，团聚体样品的采集利用根钻法[16]，根钻内径为9 mm；容重样品采集通过环刀法，环刀体积为100 cm3。

图2 凸斑地示意图Fig.2 Schematic diagram of bare soil patch

1.3 指标测定

利用湿筛法[16]对土壤团聚体进行测定。团聚体分级标准参考研究土壤团聚体的国际知名学者SIX的权威分类标准[17]，将土壤团聚体分为>0.25 mm的大团聚体、0.053～0.25 mm的微团聚体和<0.053 mm的粉黏粒。具体方法：称取过8 mm筛的风干土样100 g，将样品放置于孔径自上而下为0.25 mm和0.053 mm的套筛上，先用水缓慢湿润后，再放入水中，在整个套筛处于最下端时，最顶层筛的上边缘保持低于水面，竖直上下振荡5 min；收集各级筛层团聚体并分别转移至铝盒中，由于>2 mm和0.25～2 mm水稳性大团聚体中含有较多的根系，在烘干前仔细剔除可见根系，然后，以40 ℃烘干称重，计算得到各级团聚体的质量百分比。土壤有机碳测定采用重铬酸钾外加热氧化法。土壤有机碳供测土样为通过湿筛>0.25 mm的大团聚体、0.053～0.25 mm的微团聚体和<0.053 mm的粉黏粒。

1.4 数据处理

1.4.1 土壤团聚体稳定性 水稳性团聚体稳定性主要通过平均质量直径(MWD)、几何平均直径(GMD)和分形维数(D)表征，计算公式如下：

(1)

(2)

(3)

1.4.2 各粒级团聚体内的有机碳储量 在0～20 cm和20～40 cm土层，大团聚体、微团聚体和粉黏粒组分有机碳储量的计算公式如下：

Stocks ofOCi=Mi×OCi

(4)

(5)

其中：Mi表示单位面积内第i团聚体组分土壤的质量(kg/m2)，OCi表示第i团聚体组分土壤有机碳的浓度(g/kg)，D表示土层厚度(cm)，BD表示土壤容重(g/cm3)，wi是第i级团聚体占所有团聚体质量之和的比例(%)。

统计分析采用SPSS 22.0进行，作图利用Origin 16.0进行。使用双因素方差分析检测土层深度和高寒草甸退化程度对土壤团聚体含量、土壤团聚体有机碳浓度和储量的主体和交互效应。

2 结果与分析

2.1 土壤团聚体分布特征

由图3可知，在0～20 cm土层，天然高寒草甸的平均土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒的质量分配比例依次为70.1%、19.4%和6.9%，凸斑地依次为62.0%、25.2%和9.3%。与天然高寒草甸相比，凸斑地导致土壤大团聚体减少，土壤微团聚体和粉黏粒显著增加(P<0.05)；在20～40 cm土层，凸斑地对土壤团聚体含量的影响呈现类似的规律，但土壤微团聚体和粉黏粒含量的增加趋势并不存在显著水平(P>0.05)。由表1可知，不考虑其他因素，土层深度和高寒草甸凸斑地的出现均可以对土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒分配质量、分配比例产生显著影响(P<0.05)，且土壤深度和高寒草甸的退化对土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒含量存在交互效应(P<0.05)。

图3 高寒草甸凸斑地引起的土壤团聚体分布特征变化Fig.3 Distribution characteristics of soil aggregates induced by bare soil patches in alpine meadow

表1 土壤团聚体与团聚体内有机碳的双因素方差分析Tab.1 Two-way ANOVA of soil aggregates and organic carbon in aggregates

表1(续)

2.2 土壤团聚体稳定性

图4为高寒草甸凸斑化后MWD、GMD和D的变化情况。

图4高寒草甸凸斑化带来的团聚体MWD、GMD和D的变化Fig.4Variations of MWD,GMD and D of soil aggregates induced by bare soil patches in alpine meadow

随高寒草甸退化为凸斑地，在0～20 cm土层，土壤团聚体的MWD由1.94 mm降至1.73 mm，呈显著降低趋势(P<0.05)(图4a)；而在20～40 cm土层，MWD由1.92 mm降至1.83 mm，降幅略小于0～20 cm的表土层，但仍呈显著下降趋势(P<0.05)(图4b)。在0～20 cm土层，天然高寒草甸与凸斑地的GMD分别为1.07 mm和0.81 mm，二者存在显著差异(P<0.05)；在20～40 cm土层，天然高寒草甸与凸斑地的GMD分别为1.02 mm和0.88 mm，降幅虽减少，但仍呈显著水平(P<0.05)(图4c和4d)。0～20 cm土层天然高寒草甸的平均土壤团聚体D由2.46上升至2.54，并呈显著水平(P<0.05)(图4e)；而20～40 cm土层，天然高寒草甸与凸斑地的平均土壤团聚体D并不存在显著差异(P>0.05)(图4f)。

2.3 土壤团聚体内有机碳浓度

由图5可知，在相同土层，无论天然高寒草甸还是凸斑地，其土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒的有机碳浓度均无显著差异(P>0.05)。并且天然高寒草甸和凸斑地同一粒级团聚体组分同样不存在有机碳浓度的差异(P>0.05)。但是，天然和退化高寒草甸的有机碳浓度存在显著的土层差异(P<0.05)(表1)。0～20 cm土层大团聚体、微团聚体和粉黏粒平均有机碳浓度分别是40.9、39.5、32.0 g/kg；20～40 cm土层，三者的平均有机碳浓度依次是20.3、18.3、17.8 g/kg。

图5 天然高寒草甸与凸斑地土壤有机碳浓度的差异比较Fig.5 Comparison of concentration of soil organic carbon between natural alpine meadow and bare soil patches in alpine meadow

2.4 土壤团聚体内有机碳储量

由图6可知，在0～20 cm土层，随天然高寒草甸退化为凸斑地，大团聚体内平均有机碳储量由51.1 g/m2降至46.3 g/m2，并存在显著差异(P<0.05)；微团聚体和粉黏粒内平均有机碳储量分别由11.6 、3.9 g/m2升至 18.1、5.3 g/m2，并呈显著上升水平(P<0.05)；而对于20～40 cm土层，大团聚体、微团聚体和粉黏粒的平均有机碳储量并未随凸斑地存在显著变化(P>0.05)。由表1可知，土层对大团聚体、微团聚体和粉黏粒的有机碳储量具有极显著的影响(P<0.05)，而高寒草甸凸斑地的出现对微团聚体和大团聚体的有机碳储量具有显著影响(P<0.05)。

图6 土壤团聚体有机碳储量随高寒草甸退化为凸斑地的变化Fig.6 Variations of organic carbon storage of soil aggregate with the degradation of alpine meadow to bare soil patches

3 讨论与结论

3.1 土壤团聚体及其稳定性

与天然高寒草甸相比，凸斑地导致>0.25 mm 土壤大团聚体显著减少，<0.25 mm土壤微团聚体和粉黏粒显著增加(P<0.05)。该结果与川西北高寒草地的相关研究结果较为接近,说明川西北天然高寒草地与黄河源区天然高寒草甸的土壤团聚体分布特征基本一致。随高寒草甸退化为凸斑地，20～40 cm土层中，>0.25 mm土壤大团聚体和<0.25 mm土壤微团聚体、粉黏粒的变化规律与0～20 cm表层土一致，基本不呈显著水平。该结果表明，在20～40 cm土层，高寒草甸凸斑地仅轻微影响土壤团聚体质量分配比例，影响并不显著。但在川西北高寒草地的研究中，即使高寒草地的轻度退化也已经显著影响了20～40 cm土层土壤团聚体的分布，并且导致20～40 cm土层土壤大团聚体的占比由58.75%～58.83%降至25.48%～28.49%[4-5]。由于土壤团聚体MWD和GMD是表征土壤团聚体稳定性的关键指标，在0～20 cm土层，随高寒草甸退化为凸斑地，土壤团聚体的MWD由1.94 mm降至1.73 mm，呈显著降低趋势(P<0.05)，这表明天然高寒草甸具有更高的土壤团聚体稳定性。在川西北若尔盖高寒草地的研究同样体现了这一点[5]。在由天然草地向极度退化草地的转变过程中，MWD显著下降。对比二者可知，黄河源区高寒草甸和凸斑地的MWD明显高于川西北若尔盖高寒草地[5]。这可能与两地土壤有机质含量的差异有关。因为土壤有机质是土壤团聚体形成的关键胶结剂，土壤有机质含量越高，越有利于土壤团聚体的形成，越易于提高土壤团聚体的平均质量直径，从而提高土壤团聚体的稳定性[17]。在20～40 cm土层，天然高寒草甸和凸斑地的GMD分别为1.02 mm和0.88 mm，降幅减少但仍呈显著水平。这可能是因为相较于0～20 cm表土层，高寒草甸凸斑化对20～40 cm土层土壤团聚体结构的影响程度已经相对较弱。此外，随高寒草甸退化为凸斑地，0～20 cm土层高寒草甸的平均土壤团聚体D由2.46上升至2.54，并呈显著水平。在川西北高寒草地[6]的研究中，随高寒草地退化，平均土壤团聚体D同样保持显著上升趋势，但具有更高的上升幅度。

3.2 土壤团聚体有机碳浓度与储量

在相同土层，针对土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒组分，天然高寒草甸与凸斑地的有机碳浓度均无显著差异。针对若尔盖高寒草地的研究相关发现，无论天然还是重度退化高寒草地，其不同粒级土壤团聚体的有机碳浓度均存在显著差异[6]。并且天然高寒草甸和凸斑地同一团聚体组分同样不存在有机碳浓度的显著差异，这说明高寒草甸凸斑地的出现并未引起土壤团聚体内有机碳浓度的变化。在若尔盖高寒草地的研究中发现，高寒草地退化导致土壤团聚体有机碳浓度显著降低[6]。而在西藏高寒草原的研究发现，相较于天然高寒草原，严重退化的高寒草原各个团聚体组分的有机碳浓度均出现显著下降[7]。这可能是因为在本研究中，凸斑地镶嵌分布在高寒草甸中，并未形成成片的黑土滩，因此草甸退化并未发展到极端退化的程度。本研究还发现，各团聚体组分的有机碳浓度存在显著的土层差异。这主要是因为不同土层根系分布差异明显，进而导致土壤有机碳输入源的差异[18]。在0～20 cm土层，随天然高寒草甸退化为凸斑地，>0.25 mm土壤大团聚体内平均有机碳储量显著下降；而<0.25 mm土壤微团聚体和粉黏粒平均有机碳储量显著上升。而对于20～40 cm土层，大团聚体、微团聚体和粉黏粒的平均有机碳储量并未随草甸退化为凸斑地存在显著变化。这主要取决于伴随高寒草甸退化为凸斑地，土壤团聚体分配比例和各组分团聚体内有机碳浓度的变化[18]。本研究中，鉴于土壤各团聚体组分的有机碳浓度并未伴随草甸退化发生显著变化(P>0.05)，决定土壤团聚体有机碳储量的主导因素是各组分土壤团聚体的占比变化。0～20 cm土层土壤大团聚体显著增加，土壤微团聚体和粉黏粒显著减少；20～40 cm土层土壤大团聚体、微团聚体和粉黏粒基本无显著变化。

综上所述，相较于连片的极度退化的高寒草甸黑土滩，凸斑地在高寒草甸上的镶嵌分布是高寒草甸退化空间上更为普遍和广泛的退化形式，因而，其对土壤团聚体固碳效应的影响同样不可忽视和低估。本研究发现，随高寒草甸凸斑地的出现，高寒草甸土的土壤团聚体平均质量直径显著降低(P<0.05)，进而导致土壤团聚体稳定性降低。与天然高寒草甸相比，凸斑地的大团聚体、微团聚体和粉黏粒的有机碳浓度并无显著差异(P>0.05)。凸斑地对土壤团聚体内有机碳储量的影响基本局限在0～20 cm土层，对20～40 cm土层的影响并不显著(P>0.05)。而土壤团聚体内有机碳储量主要受到土壤团聚体粒级分布的影响。