王 博，包玉海*，劉 靜，李雨薇，王成龍

庫布齊沙漠植被恢復對風沙土壤碳通量與碳儲量的影響①

王 博1，包玉海1*，劉 靜2，李雨薇1，王成龍2

(1 內蒙古師范大學地理科學學院，呼和浩特 010022；2 內蒙古農業(yè)大學沙漠治理學院，呼和浩特 010018)

為闡明庫布齊沙漠植被恢復過程中土壤碳通量的時空動態(tài)特征及主控因子，明確土壤有機碳含量和儲量的變化趨勢，本研究以流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和地衣苔蘚混合結皮固定沙地為研究對象，運用靜態(tài)暗箱–氣相色譜法對風沙土壤碳通量及水熱因子進行觀測，并對土壤有機碳含量和密度進行測定和計算。結果表明，生長季內風沙土壤碳通量變異較大，季節(jié)動態(tài)與土壤溫度基本一致，且隨植被恢復碳通量呈遞增趨勢：混合結皮固定沙地(210.28 mg/(m2·h))>藻結皮固定沙地(177.45 mg/(m2·h))>半固定沙地(117.34 mg/(m2·h))>流動沙地(65.61 mg/(m2·h))；土壤碳通量與各層土壤溫度均顯著正相關，除流動沙地土壤碳通量與深層土壤含水量顯著負相關外，其余樣地碳通量均與表層土壤含水量顯著負相關；風沙土壤有機碳含量和密度隨植被恢復而遞增：混合結皮固定沙地 (1.32 g/kg，0.94 kg/m2) > 藻結皮固定沙地 (1.03 g/kg，0.74 kg/m2) > 半固定沙地 (0.45 g/kg，0.36 kg/m2) > 流動沙地 (0.27 g/kg，0.24 kg/m2)，且均具有明顯的隨土層加深有機碳含量和密度逐漸降低的趨勢；荒漠土壤表面CO2年通量與0 ～ 10 cm和10 ～ 20 cm土層有機碳密度顯著正相關(< 0.05)。綜上表明，人工建植促進植被恢復和沙地固定，增加風沙土壤碳排放通量，顯著提高風沙土壤碳貯存能力和潛力，改變荒漠生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)格局。

人工固沙區(qū)；碳通量；土壤有機碳；植被恢復；水熱因子

土壤是陸地生態(tài)系統(tǒng)中儲量最大的碳庫，其儲量規(guī)模約為大氣碳庫的2倍，是植被碳庫的3倍[1]。土壤碳通量是土壤表面CO2通量，是土壤向大氣釋放CO2的主要途徑[2]，而土壤有機碳是進入土壤的生物殘體等有機物質的輸入與以土壤微生物分解作用為主的有機物質的損失之間的平衡，是直接衡量和評價土壤碳貯存能力的指標[3]。因此，作為土壤碳庫輸出和輸入的重要通道，土壤碳通量和有機碳含量的任何細微變化，都將直接改變土壤圈碳儲量及大氣圈CO2濃度，進而影響生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)過程和全球碳平衡[4]。開展陸地生態(tài)系統(tǒng)土壤碳通量和儲量的研究，尤其在全球氣候變化背景下，探討不同土地利用方式下土壤碳庫的變化特征，可為生態(tài)治理工作如人工林建設、天然林保護、退耕還林還草、荒漠化防治等提供科學依據(jù)，明確其價值性，保障其合理性。

目前，針對森林、草地、濕地等自然生態(tài)系統(tǒng)及城市綠地、農田等人工生態(tài)系統(tǒng)土壤碳動態(tài)的研究已較多開展，且主要集中于土壤呼吸速率、生態(tài)化學計量特征、碳氮分配格局、碳礦化及周轉特性等[5-8]?；哪鷳B(tài)系統(tǒng)作為陸地生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分，具有植被單一、覆蓋度低、侵蝕嚴重的特點。研究表明，荒漠區(qū)土壤碳儲量占整個土壤圈碳儲量的9.5%，在全球碳循環(huán)過程中占有十分重要的地位[9]。因此，研究荒漠土壤碳動態(tài)特征，特別是土壤表面碳通量及地下碳儲量，對于準確評估荒漠區(qū)碳收支及制定科學合理化的管護、利用措施具有十分重要的意義。

我國對于干旱、半干旱區(qū)的沙化土地，及大沙漠邊緣和綠洲延伸區(qū)，已開展了廣泛的荒漠化治理工作。通過人工建植促進沙地固定、植被恢復、改善區(qū)域微生境，可形成群落自然演替的穩(wěn)定生態(tài)系統(tǒng)[10]。在這一過程中，隨著植被覆蓋度的增加，植被–土壤的互饋作用會影響土壤理化性狀、根系分布、微生物拓殖及土壤動物活動，也能夠促進地表生物結皮發(fā)育并趨向成熟演替[11-12]。庫布齊沙漠是全球唯一被整體治理的沙漠，已修復綠化面積達6 253 km2，基本實現(xiàn)了人進沙退。本研究以庫布齊沙漠東段人工固沙區(qū)土壤為研究對象，以沙生植被恢復過程為樣地劃分依據(jù)，旨在揭示該過程中：①風沙土壤碳通量時空動態(tài)特征及其環(huán)境主控因子；②風沙土壤有機碳含量及密度的動態(tài)變化特征；③風沙土壤碳通量及碳儲量的協(xié)同關系。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于內蒙古自治區(qū)鄂爾多斯市準格爾旗境內，屬庫布齊東段典型沙漠地貌類型。研究區(qū)為溫帶大陸性氣候，具有明顯的水熱同期特征，春冬季節(jié)干旱多風，夏秋季節(jié)炎熱且降水集中。年均氣溫6.1 ～ 7.1 ℃，年均降水量240 ～ 360 mm，年均蒸發(fā)量2 560 mm，年均日照時數(shù)3 138 h，年均無霜期130 ～ 140 d，年均風速3.3 m/s。研究區(qū)內土壤以風沙土為主，土壤顆粒組成為黏粉粒(<0.05 mm)占比2.61%，極細沙(0.05 ～ 0.1 mm)占比3.92%，沙粒(0.1 ～ 1 mm)占比92.94%，主要植物種為沙柳()、檸條()、楊柴()、油蒿()、豬毛菜()、沙竹()、沙米()等。

1.2 樣地設置

在庫布齊沙漠東段人工固沙區(qū)，依據(jù)植被恢復程度和地表生物結皮發(fā)育特征，劃分樣地類型，分別為：①流動沙地，為裸露流動沙地，地表基本無植被覆蓋，僅生長少量一年生草本植物，風蝕強烈；②半固定沙地，經人工飛播20 a后地表逐漸生長先鋒灌木油蒿及一年生草本，地表出現(xiàn)少量物理結皮附著；③藻結皮固定沙地，于半固定沙地網(wǎng)格狀扦插沙柳枝條，形成生物活體沙障，提高地表植被蓋度，促進沙地固定，植被恢復期為8 a，地表已形成黑色斑狀藻結皮(葉綠素a含量為0.31 μg/g，偽枝藻素含量為0.28 μg/g)；④混合結皮固定沙地，行帶式扦插沙柳枝條后形成穩(wěn)定的沙柳群落，自然稀疏后形成冠幅較大的團簇狀“沙柳島”，島間空地生長大量油蒿，植被蓋度很大，凋落物層較厚，地表已形成連片灰綠色的地衣苔蘚混合結皮 (葉綠素a含量為1.74 μg/g，偽枝藻素含量為6.32 μg/g)。樣地基本情況見表1。

1.3 氣體樣品測定

于2017年植物生長季(5—10月)進行土壤CO2氣體樣品采集。在每種樣地內選擇地勢相對平坦的地塊，分別布設3塊2 m × 2 m氣體樣方，拔除樣方內所有草本植物，并盡量保證生物土壤結皮的完整性。使用靜態(tài)暗箱進行土壤CO2采集，靜態(tài)暗箱由圓筒形頂箱(直徑：320 mm，高：600 mm)和基座組成，頂箱頂壁安裝風扇，攪拌箱內氣體使混合均勻，基座嵌入氣體樣方土體內，嵌入深度為15 cm。每次采樣時提前2 min將頂箱扣入基座，并向基座凹槽注水進行密封，防止采樣過程中箱體內外發(fā)生氣體交換。每月對4種樣地分別采樣2次，時間間隔15 d左右。每次采樣時間均固定在9:00—12:00 am，以降低系統(tǒng)誤差。自頂箱扣入基座開始計，分別在0、15、30 min各取氣體樣品3次，每次重復采集氣體3袋，每袋氣體50 ml。采樣工具為醫(yī)用帶三通閥的注射器，氣體存儲于鋁箔氣袋。

表1 樣地基本信息

氣體樣品帶回實驗室低溫保存，使用氣相色譜儀 (Agilent 4890D，USA) 測定氣體樣品中CO2濃度，確保7 d內完成測定。

1.4 土壤水熱因子測定

研究區(qū)內氣象資料由小型自動氣象站記錄(HOBO，USA)。土壤水熱因子為動態(tài)測定，與氣體采樣同步進行，使用水分速測儀(TRIME PICO，Germany)分層測定各樣地土壤溫度和含水量，土層劃分為0 ～ 10、10 ～ 20、20 ～ 40和40 ～ 60 cm。

1.5 土壤有機碳測定

于2017年8月進行樣地土壤調查。在每種樣地內隨機挖取3個土壤剖面，確定土壤發(fā)生層次后，分別在剖面深0 ～ 10、10 ～ 20、20 ～ 40和40 ～ 60 cm處混合取樣200 g，裝入無紡布袋，帶回實驗室后剔除植物根系與礫石，自然風干后采用重鉻酸鉀–濃硫酸氧化外加熱法測定有機碳含量。土壤容重采用環(huán)刀法測定，環(huán)刀體積100 cm3，每層重復測定3次。

1.6 數(shù)據(jù)處理

土壤碳通量的計算是通過氣體濃度隨時間的變化，計算單位面積土壤的氣體交換量，通量計算公式如下：

式中：為被測氣體通量(CO2，mg/(m2·h))；為標準狀態(tài)下氣體密度(kg/m3)；為靜態(tài)暗箱高度(m)；/為箱內氣體濃度變化斜率；為采樣時箱內平均溫度(℃)。

生長季土壤表面CO2年通量(C，g/(m2·a))采用累加法計算，即實測各月平均土壤碳通量通過以當月天數(shù)為步長乘積后累加計算。

土壤有機碳密度是指單位面積一定深度土層中土壤有機碳的儲量，土壤剖面中第層的有機碳密度計算公式如下：

式中：SOC為第層土壤有機碳密度(kg/m2)，C為第土層有機碳含量(g/kg)，D為第土層容重(g/cm3)，H為第土層厚度(cm)，G為第土層礫石體積分數(shù)(%)。土壤剖面總有機碳密度為各土層有機碳密度累加得到。

試驗數(shù)據(jù)處理及作圖采用Excel及SigmaPlot 14.0軟件進行，并采用SPSS 20.0軟件進行統(tǒng)計分析。選取最小顯著極差法(LSD)進行不同樣地間土壤碳通量、水熱因子、土壤有機碳密度等指標的差異顯著性檢驗(=0.05)，采用雙因素方差分析、Pearson檢驗對變量進行相關性分析。圖表中數(shù)據(jù)為平均值±標準誤。

2 結果與分析

2.1 風沙土壤碳通量及水熱因子變化特征

研究區(qū)中各樣地間0 ～ 60 cm土壤溫度無顯著差異，生長季內平均土壤溫度分別為25.32、24.42、25.19和25.11 ℃。風沙土壤溫度的季節(jié)變化呈明顯的單峰曲線(圖1)。流動沙地和藻結皮固定沙地土壤最高溫均出現(xiàn)在6月下旬，半固定沙地和混合結皮固定沙地最高溫出現(xiàn)在7月下旬，各樣地土壤最低溫均出現(xiàn)在10月下旬。

流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地間0 ～ 60 cm土壤含水量無顯著差異，生長季內平均土壤含水量分別為81.6、73.2、74.6 和79.0 g/kg (表2)。風沙土壤含水量季節(jié)變化明顯，各樣地均為6、7月較低，5、10月較高，動態(tài)規(guī)律恰與土壤溫度相反。

(A. 流動沙地；B. 半固定沙地；C. 藻結皮固定沙地；D. 混合結皮固定沙地)

表2 不同植被恢復階段0 ～ 60 cm平均土壤含水量變化

注：表中大寫字母不同表示同一月份不同樣地間差異達<0.05顯著水平，小寫字母不同表示同一樣地各月份間差異達<0.05顯著水平。

在生長季內，荒漠土壤碳通量時空變化明顯，在植被恢復和生物結皮發(fā)育的不同階段，及不同季節(jié)間土壤碳通量差異顯著(<0.05)，且動態(tài)規(guī)律與土壤溫度基本一致，呈單峰曲線格局(圖1)。流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地土壤平均碳通量分別為65.61、117.34、177.45和210.28 mg/(m2·h)，其中，流動沙地土壤碳通量最大值出現(xiàn)在7月上旬，半固定沙地為7月下旬，藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地均為6月上旬，各樣地通量最低值均為10月下旬。

雙因素方差分析可知(表3)，植被恢復、季節(jié)變化及二者的交互作用對風沙土壤碳通量的影響均達到極顯著水平(<0.01)，且植被恢復對土壤碳通量的影響大于季節(jié)變化。對于土壤溫度和含水量，僅季節(jié)變化能夠產生極顯著影響(<0.01)，植被恢復和交互作用對二者無顯著影響。表明植被恢復和生物結皮發(fā)育能夠改變風沙土壤碳通量格局，但對土壤水熱再分配影響不大。

表3 植被恢復、季節(jié)變化及其交互作用對土壤碳通量、溫度和含水量的影響

2.2 水熱因子對土壤碳通量的影響

相關性分析表明(表4)，土壤溫度能夠顯著影響風沙土壤碳通量，各樣地土壤碳通量均與各土層土壤溫度顯著正相關(<0.05)。土壤含水量對碳通量的影響因樣地而異，流動沙地土壤碳通量與深層土壤含水量(20 ～ 60 cm)顯著負相關，半固定沙地土壤碳通量與淺層土壤含水量(0 ～ 20 cm)負相關，而藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地土壤碳通量均與表層土壤含水量(0 ～ 10 cm)相關。表明土壤溫度是影響風沙土壤碳通量的主控因子，植被恢復和生物結皮發(fā)育能夠改變風沙土壤碳通量對水分條件的響應格局。

2.3 風沙土壤有機碳密度變化特征

植被恢復的不同階段及土壤不同深度間，土壤有機碳含量和容重均具有顯著差異性(<0.05)。在0 ～ 60 cm土層內，土壤有機碳含量隨生物結皮演替逐漸增大，隨土層加深而減小(圖2)。流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地土壤有機碳含量的變化范圍是0.11 ～ 0.34、0.18 ～ 0.52、0.22 ～ 0.73和0.75 ～ 2.89 g/kg，其中，流動沙地土壤有機碳含量最大，分別是半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地的5.11倍、2.77倍和1.14倍。在各土層中，0 ～ 10 cm土層土壤有機碳含量最大，分別是10 ～ 20、20 ～ 40和40 ～ 60 cm的3.67倍、2.44倍和2.07倍。土壤容重的空間變化恰與土壤有機碳相反，表現(xiàn)為隨生物結皮演替逐漸減小，隨土層加深而增大。

表4 風沙土壤碳通量與土壤水熱因子相關系數(shù)

注：*、**分別表示相關性達<0.05和<0.01顯著水平，下同。

不同植被恢復階段風沙土壤總有機碳密度差異顯著(<0.05)，流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙地土壤總有機碳密度分別為0.243、0.362、0.736和0.940 kg/m2，具有隨植被恢復而明顯增加的趨勢(表5)。

植被恢復、土層深度變化對風沙土壤有機碳含量、容重及土壤有機碳密度的影響均達到極顯著水平(<0.01)，而二者的交互作用僅對土壤有機碳含量產生顯著影響(表6)。且對土壤有機碳密度而言，植被恢復所產生的影響大于土層深度變化，表明植被恢復和生物結皮發(fā)育能夠顯著改變風沙土壤碳儲量，促進土壤碳貯存。

2.4 生長季內風沙土壤表面CO2通量與有機碳密度相關性

生長季內，風沙土壤表面CO2通量隨植被恢復和生物結皮演替而逐漸增大，流動沙地、半固定沙地、藻結皮固定沙地和混合結皮固定沙變化能夠產生極顯著影響(<0.01)，植被恢復和交互地土壤表面CO2年累計通量分別為269.28、567.19、759.02和911.40 g/(m2·a)。相關分析表明(表7)，處于植被恢復過程中的風沙土壤，其表面CO2年通量與0 ～ 20 cm土層有機碳密度呈顯著正相關(<0.05)，與0 ～ 40 cm土層有機碳含量呈顯著正相關(<0.05)，與各土層容重呈顯著負相關(<0.05)。

(圖中大寫字母不同表示同一樣地不同土層間差異達P<0.05著水平，小寫字母不同表示同一土層不同樣地間差異達P<0.05著水平，下同)

表5 不同植被恢復階段土壤有機碳密度變化

表6 植被恢復、土層深度及其交互作用對土壤容重、有機碳含量和有機碳密度的影響

表7 風沙土壤表面CO2通量與土壤容重、有機碳含量和有機碳密度相關系數(shù)

3 討論

3.1 風沙土壤碳通量季節(jié)變化及對水熱因子的響應

本研究表明，在生長季內，從流動沙地到混合結皮固定沙地，風沙土壤碳通量表現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化，均呈現(xiàn)出與土壤溫度相一致的單峰曲線變化，且相關性檢驗也表明二者之間存在顯著的正相關關系，說明土壤溫度是影響風沙土壤碳通量的主控因子，學者對西北干旱荒漠區(qū)的研究也得到相同結論[13]。土壤溫度對土壤碳通量的直接影響，主要源于碳通量各組分對溫度變化的敏感性。本研究所測得的土壤碳通量主要是由異養(yǎng)呼吸(土壤微生物呼吸)和自養(yǎng)呼吸(植物根系呼吸)組成。土壤溫度能夠改變土壤微生物的群落組成結構，還可改變微生物菌群數(shù)量，在一定范圍內溫度升高可以促進微生物增殖[14]；也會顯著影響微生物活性，隨著溫度升高，越來越多的分子達到或超過自身活化能，反應速度加快，碳排放量也隨之提高[15]。植物現(xiàn)存根生物量對土壤溫度變化的響應非常敏感[16]，而活根可以進行自養(yǎng)呼吸，死根則是異養(yǎng)呼吸的基質，土壤溫度升高增加根生物量累積，必然導致土壤碳通量增大。

干旱、半干旱荒漠區(qū)土壤含水量對土壤碳通量的影響較為復雜。本研究中，土壤含水量對土壤碳通量的影響相對較弱。在生長季內，僅流動沙地的深層和固定沙地的表層土壤含水量與土壤碳通量顯著負相關。其原因可能是在水分匱乏的荒漠區(qū)，當土壤含水量較低時，植物冠層開始承受水分壓力，分配到根系生長的可溶性碳水化合物比例增加，導致了較高的根系呼吸，增加土壤對CO2的排放量[17]。與本研究相反，學者對梭梭林的研究發(fā)現(xiàn)土壤碳通量與水分間存在顯著正相關關系[18]，而李永濤等[19]則表明二者間無相關性，這種復雜情況的出現(xiàn)，可能是因為只有當土壤含水量達到土壤生物(根系或微生物)萎蔫點或超過了田間持水量的情況下，土壤碳通量才會明顯地受到土壤水分的影響，如果水分的變化沒有超出上下限，并不足以影響土壤微生物或根系的生命力，則很難明顯地測出水分對土壤碳通量的影響，此時土壤水分的影響很可能被其他因子的影響所掩蓋[20]。

3.2 風沙土壤有機碳含量及密度對植被恢復的響應

本研究中，風沙土壤有機碳含量和密度在水平空間和垂直空間均呈現(xiàn)規(guī)律性變化。以植被正向恢復過程為水平軸線，土壤有機碳含量和密度呈現(xiàn)明顯的遞增趨勢，從流動沙地到演替終點的混合結皮固定沙地，前者增長了4.89倍，后者增長了3.92倍，表明人工建植促進沙地固定可以有效增加風沙土壤碳貯存能力。一般來說，植被–土壤的協(xié)同作用、相互影響的反饋關系，是土壤性狀改變的驅動力。隨著地表植被種群和數(shù)量的增加，凋落物和根系生物量不斷積累，有機殘體大量分解周轉返還于土壤，增加其有機碳含量[21]。同時，地表微生境在植被生長作用下的改變，為土壤微生物拓殖和生物結皮發(fā)育創(chuàng)造有利條件，前者自身的死亡分解和代謝分泌物，及后者通過隱花植物膠結形成的松、穩(wěn)態(tài)腐殖質，也是土壤有機碳的直接來源[22]。而且，隨著地表被草本、灌木及生物結皮的覆蓋，可有效減弱風沙流活動，從而降低風蝕引起的土壤碳庫流失。

以土層變化為垂直軸線，人工固沙區(qū)土壤有機碳隨深度增加不斷減小，表層含量(0 ～ 10 cm)為深層土壤(40 ～ 60 cm)的3.84倍，具有十分明顯的養(yǎng)分表聚效應。這是因為大氣降塵和有機殘體輸入都是發(fā)生在地表和淺層根際環(huán)境，土壤有機碳也主要累積于此，而研究區(qū)地處半干旱區(qū)，降水稀少，水分入滲困難，淋溶作用不強，導致外源輸入的有機碳很難向深層土體移動，形成了養(yǎng)分貧富分明的垂直格局。

3.3 風沙土壤表面CO2通量與有機碳密度協(xié)同關系

本研究中，風沙土壤生長季內表面CO2年通量隨植被恢復和生物結皮演替而顯著增大，從流動沙地到混合結皮固定沙地，土壤表面CO2年通量增大了3.38倍，這與高艷紅等[23]的試驗分析一致。研究結果表明，土壤表面CO2年通量與0 ～ 10 cm和10 ～ 20 cm土層有機碳密度顯著正相關，范躍新等[24]也發(fā)現(xiàn)土壤碳輸入的增加是土壤碳排放隨植被演替進程增大的重要原因。這主要是因為土壤底物濃度是決定土壤碳排放的重要因素，土壤有機碳是微生物分解和植物生長的主要碳源，其有效性和含量能夠直接影響微生物活性和根細胞代謝，二者的異養(yǎng)和自養(yǎng)呼吸則是土壤碳排放的來源主體[25]。同時，土壤有機碳也會在土壤微生物或動物的參與下不斷分解和轉化為無機碳并釋放CO2，而在植被恢復和生物結皮演替過程中，土壤有機碳不斷積累，微生物菌群數(shù)量也不斷增加，導致有機碳分解產生的碳排放量逐漸增大[26]。

4 結論

在半干旱荒漠區(qū)，進行人工建植固沙后，隨著植被恢復，微生境發(fā)生改變，地表生物結皮逐漸形成并演替，土壤碳通量格局也發(fā)生明顯變化。在生長季內，植被恢復和生物結皮演替可有效增加荒漠土壤碳排放通量，且碳通量具有明顯的季節(jié)動態(tài)特征，其變化趨勢與土壤溫度基本一致。土壤溫度是影響發(fā)生土壤碳通量的主控因子，土壤含水量對碳通量的影響較弱。在植被恢復和生物結皮演替過程中，風沙土壤有機碳含量和總有機碳密度均逐漸增大，且具有明顯的表聚現(xiàn)象，風沙土壤表面CO2年通量同樣呈現(xiàn)增長趨勢，且與土壤有機碳密度呈顯著正相關關系。植被恢復能夠改變荒漠生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)格局，是風沙土壤碳匯形成的主要驅動力。

[1] Raich J W, Potter C S. Global patterns of carbon dioxide emissions from soils[J]. Global Biogeochemical Cycles, 1995, 9(1): 23–36.

[2] Hamdi S, Chevallier T, Ben A?ssa N, et al. Short-term temperature dependence of heterotrophic soil respiration after one-month of pre-incubation at different temperatures[J]. Soil Biology and Biochemistry, 2011, 43(9): 1752–1758.

[3] Anderson O R. Soil respiration, climate change and the role of microbial communities[J]. Protist, 2011, 162(5): 679–690.

[4] 呂富成, 王小丹. 凋落物對土壤呼吸的貢獻研究進展[J]. 土壤, 2017, 49(2): 225–231.

[5] 劉寶, 王民煌, 余再鵬, 等. 中亞熱帶天然林改造成人工林后土壤呼吸的變化特征[J]. 林業(yè)科學, 2019, 55(4): 1–12.

[6] Sharma C M, Gairola S, Baduni N P, et al. Variation in carbon stocks on different slope aspects in seven major forest types of temperate region of Garhwal Himalaya, India[J]. Journal of Biosciences, 2011, 36(4): 701–708.

[7] 衛(wèi)瑋, 黨坤良. 秦嶺南坡林地土壤有機碳密度空間分異特征[J]. 林業(yè)科學, 2019, 55(5): 11–19.

[8] Hu Y L, Li J T, Zhao S Y, et al. Soil respiration response to precipitation reduction in a grassland and a Mongolian pine plantation in semi-arid northeast China[J]. Journal of Forestry Research, 2019, 30(5): 1925–1934.

[9] Poulter B, Frank D, Ciais P, et al. Contribution of semi-arid ecosystems to interannual variability of the global carbon cycle[J]. Nature, 2014, 509(7502): 600–603.

[10] 周欣, 左小安, 趙學勇, 等. 半干旱沙地生境變化對植物地上生物量及其碳、氮儲量的影響[J]. 草業(yè)學報, 2014, 23(6): 36–44.

[11] Cao C Y, Jiang D M, Teng X H, et al. Soil chemical and microbiological properties along a chronosequence ofLam. plantations in the Horqin sandy land of Northeast China[J]. Applied Soil Ecology, 2008, 40(1): 78–85.

[12] 張健, 劉國彬, 許明祥. 黃土丘陵區(qū)退耕地生物結皮影響下的土壤腐殖質分異特征[J]. 土壤, 2010, 42(4): 541–547.

[13] Song W M, Chen S P, Wu B, et al. Vegetation cover and rain timing co-regulate the responses of soil CO2efflux to rain increase in an arid desert ecosystem[J]. Soil Biology and Biochemistry, 2012, 49: 114–123.

[14] Biasi C, Rusalimova O, Meyer H, et al. Temperature-dependent shift from labile to recalcitrant carbon sources of Arctic heterotrophs[J]. Rapid Communications in Mass Spectrometry: RCM, 2005, 19(11): 1401–1408.

[15] Vose J M, Ryan M G. Seasonal respiration of foliage, fine roots, and woody tissues in relation to growth, tissue N, and photosynthesis[J]. Global Change Biology, 2002, 8(2): 182–193.

[16] Boone R D, Nadelhoffer K J, Canary J D, et al. Roots exert a strong influence on the temperature sensitivityof soil respiration[J]. Nature, 1998, 396(6711): 570–572.

[17] Casals P, Romanyà J, Cortina J, et al. CO2efflux from a Mediterranean semi-arid forest soil. I. Seasonality and effects of stoniness. Biogeochemistry[J]. Biogeochemistry, 2000, 48(3): 261–281.

[18] 王新友, 馬全林, 靳虎甲, 等. 石羊河下游人工梭梭林土壤呼吸變化特征及其與水熱因子的關系[J]. 干旱區(qū)地理, 2019, 42(3): 570–580.

[19] 李永濤, 王霞, 王振猛, 等. 黃河三角洲不同林齡人工檉柳林生長季土壤微生物與土壤呼吸特征研究[J]. 中南林業(yè)科技大學學報, 2019, 39(2): 86–92.

[20] 陳全勝, 李凌浩, 韓興國, 等. 水分對土壤呼吸的影響及機理[J]. 生態(tài)學報, 2003, 23(5): 972–978.

[21] von Lützow M, K?gel-Knabner I, Ekschmitt K, et al. SOM fractionation methods: Relevance to functional pools and to stabilization mechanisms[J]. Soil Biology and Biochemistry, 2007, 39(9): 2183–2207.

[22] 閆德仁, 薛英英, 趙春光. 沙漠地區(qū)生物土壤結皮層腐殖質特征[J]. 生態(tài)學雜志, 2007, 26(12): 2017–2020.

[23] 高艷紅, 劉立超, 賈榮亮, 等. 沙坡頭人工植被演替過程的土壤呼吸特征[J]. 生態(tài)學報, 2012, 32(8): 2474–2482.

[24] 范躍新, 楊玉盛, 郭劍芬, 等. 中亞熱帶常綠闊葉林不同演替階段土壤呼吸及其溫度敏感性的變化[J]. 植物生態(tài)學報, 2014, 38(11): 1155–1165.

[25] 鄧翠, 呂茂奎, 曾敏, 等. 紅壤侵蝕區(qū)植被恢復對土壤呼吸及其溫度敏感性的影響[J]. 土壤學報, 2019, 56(1): 135–145.

[26] Xu X, Zhou Y, Ruan H H, et al. Temperature sensitivity increases with soil organic carbon recalcitrance along an elevational gradient in the Wuyi Mountains, China[J]. Soil Biology and Biochemistry, 2010, 42(10): 1811–1815.

Effects of Vegetation Restoration on Sandy Soil Carbon Flux and Carbon Storage in Hobq

WANG Bo1, BAO Yuhai1*, LIU Jing2, LI Yuwei1, WANG Chenglong2

(1 College of Geographical Science, Inner Mongolia Normal University, Hohhot 010022, China; 2 College of Desert Control Science and Engineering, Inner Mongolia Agricultural University, Hohhot 010018, China)

In order to investigate the spatio-temporal dynamic characteristics and the main controlling factors of soil CO2flux during the process of vegetation restoration in Hobq desert, and clarify the variation trend of soil organic carbon content and density, the mobile dune, semi-fixed sand, algal crust fixed sand and mixed crust fixed sand were taken as the object, and soil CO2flux, temperature and moisture were continuously measured using the static closed chamber-gas chromatography technique, and the content and density of soil organic carbon were measured and calculated. The results showed that in the growing season, the spatial and temporal variation of soil CO2flux was obvious and increased with vegetation restoration, CO2flux was in an order of mixed crust fixed sand (210.28 mg/(m2·h)) > algal crust fixed sand (177.45 mg/(m2·h)) > semi-fixed sand (117.34 mg/(m2·h)) > mobile dune (65.61 mg/(m2·h)). Soil CO2flux of the four sites were significantly positively correlated with soil temperature. CO2flux of mobile dune was significantly negatively correlated with deep soil moisture, and were significantly negatively correlated with surface soil moisture in other sites. Soil organic carbon content density also increased with vegetation restoration: mixed crust fixed sand (1.32 g/kg, 0.94 kg/m2) > algal crust fixed sand (1.03 g/kg, 0.74 kg/m2) > semi-fixed sand (0.45 g/kg, 0.36 kg/m2) > mobile dune (0.27 g/kg, 0.24 kg/m2). Both the content and density of organic carbon decreased with soil depth. Soil surface carbon flux was significantly positively correlated with organic carbon density at the depths of 0–10 cm and 10–20 cm. The above results demonstrated that artificial planting could promote vegetation restoration and sand fixation, which effectively improved carbon emission flux of sandy soil, moreover, significantly increased carbon storage capacity and potential, thus could alter carbon cycle pattern of desert ecosystems.

Sand-binding area; Carbon flux; Soil organic carbon; Vegetation restoration; Hydro-thermal factors

S157.2

A

10.13758/j.cnki.tr.2022.03.014

王博, 包玉海, 劉靜, 等. 庫布齊沙漠植被恢復對風沙土壤碳通量與碳儲量的影響. 土壤, 2022, 54(3): 539–546.

蒙古國基礎地理要素與土地利用/土地覆被調查項目(2017FY101301-4)資助。

( baoyuhai@imau.edu.cn)

王博(1989—)，男，內蒙古呼和浩特人，博士，副研究員，研究方向為生態(tài)修復與林業(yè)碳匯。E-mail: wbbrave@163.com