喀斯特地貌是指具有溶蚀力的水对可溶性岩石进行溶蚀作用等所形成的地表和地下形态的总称, 又称岩溶地貌^[1], 而西南喀斯特地区是我国生态环境最脆弱的地区之一^[2], 主要集中于贵州、广西和云南等省区, 该地区具有土层浅薄、持水能力弱, 在自然条件下成土速率慢等特点, 植被一旦遭受破坏, 就会导致大量的水土流失, 极易出现石漠化, 加剧生态环境的恶化^[3]。近年来, 各级政府实施的一系列石漠化治理, 通过恢复林草植被、转变生产生活方式、产业发展等综合措施, 使得西南喀斯特地区石漠化得到及时遏制, 但形势依然严峻^[4]。

碳是一切物质循环的基础, 碳循环在全球气候变化中起着非常重要的作用^[5—7], 土壤作为碳元素循环的载体, 同时也是陆地生态系统的重要组成部分, 对碳的排放和固定直接影响生态系统的碳循环的平衡^[8]。其中, 土壤有机碳(Soil organic carbon, SOC)是促进土壤碳循环的重要组成部分, 同时也是评价土壤肥力^[9]、理化性质^[10]、生物特性^[11]等重要指标。土壤SOC含量是土壤中有机物质矿化分解与合成的平衡结果^[12], 在喀斯特地貌中有机碳含量受到多种环境因子的影响^[13], 包括气候和土壤等因素^[14], 从而间接的改变有机碳含量和分布, 在喀斯特地貌下的土壤碳含量之间的变化微弱, 较难反映土壤中短期修复时的变化关系^[15], 而活性有机碳是土壤有机碳研究中常用的一个指标, 可以反映土壤全碳发生变化之前土壤细微变化^{[9, 12]}, 通常用易氧化有机碳(ROC)、可溶性有机碳(DOC)来表示^[16]。二者虽然在土壤有机碳中占比小, 但作为生态系统中最主要的能量来源之一^[9], 可以在不同程度上反映土壤有机碳的有效性和土壤质量^[17]。

退耕还林、还草等一系列植被恢复措施深刻改变了土壤碳固存, 有效地防止了土壤退化^[18—19], 喀斯特石漠化区域的植被恢复初期恢复速度快且具有巨大固碳潜力^[20]。不同植被恢复、土地利用类型及演替过程^[21—22]对植物群落结构^[7]、土壤理化性质^[23—26]、微生物群落^[27]及生态化学计量特征^[28]等方面取得了相应进展, 植被恢复后土壤特性变化受土地利用类型和不同植被恢复策略的影响^[29—31], 同时土壤有机碳动态对植被修复的响应也强烈依赖于深度等因素^[32—33]。目前国内外对喀斯特地区植被恢复已开展深入研究, 但喀斯特地区土壤碳循环与植被恢复演替过程的协同作用还不十分明确。土壤有机碳通过植被恢复过程中植被-土壤复合系统参与循环与累积, 对植被恢复演替起重要作用^[19], 各种有机碳组分之间的差异可作为反映土壤有机碳库的有效指标^[34]。因此, 研究植被修复前后对草海湿地湖滨带土壤有机碳组分变化特征及其与土壤养分间的内在相关性有利于解决上述问题。

本研究采用时空互代法, 通过选取贵州草海区域湿地湖滨带非喀斯特、喀斯特及植被修复后的土壤为研究对象, 探讨植被修复后湿地湖滨带不同地貌下有机碳组分(SOC、ROC、DOC)的变化特征、湿地湖滨带碳元素循环对不同地貌的响应, 同时探究不同地貌下对土壤有机碳组分的影响因子, 进一步了解湿地湖滨带不同地貌下碳循环过程及湿地生态恢复及功能提升提供理论依据, 同时为该区域石漠化生态修复从土壤养分层面作出评估和一定的科学依据。

1 区域概况与研究方法 1.1 研究区域概况

研究区域位于贵州威宁草海国家级自然保护区内(26°49′—26°53′N、104°12′—104°18′E)(图 1), 草海国家级自然保护区总面积约120 km², 是贵州高原上最大的天然淡水湖泊, 平均海拔约为2171.7 m, 湖泊与周围山地落差为100—120 m, 属亚热带季风区, 年平均气温在10.6℃, 最高温度达36.8℃, 最低温度为5℃, 年均降雨量在1000 mm左右, 多集中在每年的2—7月份, 从而形成了春夏雨多、秋冬少雨的特点, 无霜期208.6 d, 年日照时数约1805.4 h。土壤类型以黄壤石灰土为主, 森林覆盖率小于15%, 岩石裸露率高达75%以上, 发育有较完善的土面及石坑等小生境, 属于典型的喀斯特区域, 保护区内湿地植被主要以挺水植被和沉水植被为主, 植物种类较少且生长茂盛, 是一个典型发育完善的高原湿地生态系统^[24]。

1.2 研究方法 1.2.1 样品采集

2019年8月开始采集土壤样品, 样带位于喀斯特石漠化较为严重的贵州省西北部威宁县范围内。以草海湖滨带水生植被到陆生植被演替较为完整的样带为选择标准, 最终选取3条样带作为本次研究样地, 基本情况如表 1所示。在草海区域阳关山处选取非喀斯特样地貌样带1条, 江家湾处选取喀斯特与植被恢复地貌样带各一条(两条样带均为同一生境下区域, 一半用作植被修复, 一半作为对比研究), 其中植被修复样带年限为3—4年, 以人工植被(榆树+草本)为主；未修复之前, 江家湾区域土壤类型均为石灰土, 植被群落较为均匀, 灌木群落以栒子、古钟金花小檗为主, 草本层群落主要以蒿、莎草为主^[35—36]。

以时空互代法对3条样带土壤碳含量进行探究, 每条样带自上而下设置山顶(MT)、山腰(HS)、山脚(BM)、岸边(SS)以及湿地(WL)5个样点(植被恢复样带3个), 共计13个样点(图 1)。采集土壤样品并记录相应样点植物群落特征, 每个样点设置3个平行样, 取样剖面深度为50 cm, 深度间隔为10 cm。将所取土样用自封袋密装并标记, 低温保存带回实验室。采集后的样品经风干、粉碎、过筛等处理过程, 标记后放在阴凉且干燥处储存备用。

1.2.2 样品的预处理与测定

土壤基本理化性质测定参照《土壤农业化学分析方法》^[37]；土壤有机碳(SOC)采用重铬酸钾氧化-外加热法、易氧化有机碳(ROC)采用333 nmol/L KMnO₄氧化-比色法进行测定、可溶性有机碳(DOC)采用0.2 mol/L FeSO₄滴定测定、硝态氮采用为紫外分光光度法；铵态氮采用2 mol/L氯化钾-靛酚蓝比色法；全磷(TP)采用NaOH熔融-钼锑抗显色-紫外分光光度法、速效磷(AP)采用0.5 mol /L NaHCO₃提取-钼锑抗显色-紫外分光光度法。将样品在105℃下烘干法测定土壤水分含量(SWC)及土壤容重(BD)；电导率(EC)采用电导率仪测定；土壤pH采用电极电位法；土壤的理化性质如下(表 2)。

1.2.3 数据分析与统计

利用Excel 2007表格进行数据统计, 数据分析使用SPSS 26.0软件进行处理, 用Canoco Software 5.0软件对土壤的各种有机碳为变量做主坐标分析(PCoA), 作图在Origin 9.1软件内完成。

2 结果与分析 2.1 不同地貌碳含量的分布特征 2.1.1 不同地貌土壤有机碳分布特征

不同地貌不同深度下3条样带土壤SOC含量分布情况如图 2所示：非喀斯特样带与喀斯特样带均表现为逐渐减少的变化趋势, 在个别点土壤表层SOC含量呈现明显差异(P < 0.05), 且在SS和WL区域处, SOC含量明显高于其余样点；但喀斯特样带中MT、HS和BM 3点在0—20 cm土层的SOC含量为最高, 这均区别于其他两条样点, 且在BM处含量最低, 平均为6.606 g/kg；在植被修复样带中, 各点及各深度SOC平均含量相差不明显, 均值为6.299 g/kg, 也未呈现出表层高于其他土层的明显特征或其他分布规律。

2.1.2 不同地貌土壤易氧化有机碳分布特征

不同地貌不同深度下3条样带土壤ROC含量分布表现为含量分布情况如图 3所示：在非喀斯特样中, 从MT到WL, 各点土壤ROC平均含量表现为随深度增加含量逐渐减少的变化规律, 且各点ROC平均含量均高于喀斯特样带和植被修复样带；喀斯特样带中, BM点ROC平均含量为最低, 为1.031 g/kg；除WL点外均表现为表层含量最高；植被修复样带中, 从MT到BM区域, ROC平均含量在水平方向上逐渐减少, 而在垂直剖面上, 各剖面含量均无显著性差异且无明显的变化规律。

2.1.3 不同地貌土壤可溶性有机碳分布特征

不同地貌不同深度下3条样带土壤DOC平均含量分布情况如图 4所示：非喀斯特样带中, 从MT到WL区域, DOC平均含量在水平方向上逐渐增加, 含量最大值为MT区域的0 < h≤10 cm层, 最小值为SS区域的40 < h≤50 cm层；喀斯特样带中DOC平均含量在水平方向上变化表现为先减少后增加的“V”型变化规律, 平均含量最大值为MT区域的40 < h≤50 cm层, 最小值为BM区域的0 < h≤10 cm层；植被修复样带从MT到BM区域DOC平均含量逐渐减少；且三条样带在垂直剖面上随深度增加含量均无明显变化规律；在10 < h≤30 cm层土壤中, 非喀斯特样带在MT区域、植被修复样带的HS和BM区域之间分别存在显著性差外(P_max=0.042 < 0.05, F_min=2.432>2), 其他土层之间无显著性差异(P_min=0.513>0.05, F_max=1.872 < 2)。

2.2 碳组分含量与土壤理化性质的相关性分析 2.2.1 不同样带土壤理化性质主坐标(PCoA)分析

3条样带下土壤理化性质PCoA分析如图 5所示, 结果表明：在不同区域下的理化性质主要受到2个主坐标成分的控制, 累计解释总方差为75.59%。其中PC1主轴影响最大, 解释60.81%的数据变异, PC2主轴解释14.78%的数据变异, 说明三条样带受到土壤理化性质的影响比较大。其中, 喀斯特样带与非喀斯特样带重合区域较大, 表明其理化性质相似。

2.2.2 通径分析

由于土壤因子之间存在一定的相关性, 并且各土壤因子的含量变化范围不同, 因此采用逐步回归分析直观地体现各环境因子对土壤有机碳组分含量的贡献大小, 通过标准化回归系数的方法计算通径系数, 将相关系数分解为直接通径系数与间接通径系数, 可以较直观地反映各环境因子对土壤有机碳各组分的影响作用。由于其中非喀斯特样带中的土壤SOC、喀斯特样带与植被修复样带中土壤DOC的含量变化均不符合正态分布, 不能计算其通径系数与间接通径系数, 所以剔除。通过筛选后分析得到各有机碳组分与其它土壤理化因子的统计回归模型公式如下:

非喀斯特样带：

ROC=0.68+0.214pH+0.025SWC+0.05BD-0.004EC+0.141NO₃^--N+0.121NH₄⁺-N-0.151TP-0.035AP

DOC=11.298-0.971pH-0.076SWC-1.532BD+0.008EC-0.039NO₃^--N-0.024NH₄⁺-N+0.559TP-0.405AP

喀斯特样带：

SOC=-2.82+5.157pH-3.031NO₃^--N

ROC=-2.766+1.172pH+0.026SWC-0.176BD-0.017EC-0.0341NO₃^--N+0.061NH₄⁺-N-0.436TP+0.203AP

植被修复样带：

SOC=1.232+0.486NH₄⁺-N

ROC=-28.963-2.334pH-0.009SWC+14.446BD+0.032EC+0.909NO₃^--N+0.256NH₄⁺-N+7.762TP-2.106AP

从表 3可知, 非喀斯特样带中, 土壤pH、SWC、BD、NO₃^--N和NH₄⁺-N对土壤ROC的直接通径系数均大于其间接通径系数, 表明这五种土壤理化因子对土壤ROC含量的主要贡献表现为直接作用效应, 其中, pH对土壤ROC含量的直接作用最大, 并且表现为正效应, SWC和NO₃^--N次之, BD和NH₄⁺-N对土壤ROC的直接正作用相对较小；而TP、EC和AP对土壤ROC的间接通径系数大于其直接通径系数, 表明其对土壤ROC含量的主要贡献表现为通过影响其它因子而产生的间接作用效应, 且TP和EC对土壤ROC含量的直接作用相对较大, 并且表现为负效应。TP、EC和AP对土壤DOC的直接通径系数大于其间接通径系数, 说明TP对土壤DOC含量的主要贡献为直接正效应, 土壤pH、SWC、BD、NO₃^--N和NH₄⁺-N对土壤DOC的直接通径系数均小于其间接通径系数, 说明其对土壤DOC含量的主要贡献均表现为通过影响其它因子而产生的间接作用效应, 土壤理化特征因子之间的相互作用, 共同影响土壤ROC和土壤DOC含量。

在喀斯特样带中, pH对土壤SOC含量的直接通径系数大于其间接通径系数, 表明其土壤理化因子对土壤SOC含量的主要贡献表现为直接作用效应, 且表现为最大正效应；而NO₃^--N含量对土壤SOC含量的主要贡献表现为通过影响其它因子而产生的间接作用效应, 表现为最大负效应。在影响土壤ROC含量的显著性土壤因子中, pH、AP、NH₄⁺-N和SWC对土壤ROC的直接通径系数均大于其间接通径系数, 且均表现出正效应, 表明pH、AP、NH₄⁺-N和SWC对ROC含量的主要贡献均表现为直接作用效应, EC、NO₃^--N和TP对ROC含量的间接通径系数大于其直接通径系数, 说明对SOC含量的主要贡献表现为通过影响其它因子而产生的间接作用效应；其中, EC和TP表现出最大负效应, 土壤理化特征因子之间的相互作用, 共同影响土壤SOC和土壤ROC含量。

在植被修复样带中, NH₄⁺-N对土壤SOC含量的直接通径系数大于其间接通径系数；同时, BD、EC、NO₃^--N、NH₄⁺-N和TP对土壤ROC的直接通径系数均大于其间接通径系数, 表明这几种土壤理化因子对ROC含量的主要贡献表现为直接作用效应, 且均表现为正效应, 而pH、SWC和AP则表现为负效应。土壤理化特征因子之间的相互作用, 共同影响土壤SOC和土壤ROC含量, 土壤理化特征因子之间的相互作用, 共同影响土壤SOC和土壤ROC含量。

同时, 所选土壤因子对植被修复样带中的土壤ROC含量的决策系数为R²=0.999, 剩余因子的通径系数为e=0.0316, 该值较小, 说明其它因素对ROC含量影响较小。而不同的是, 对其他样带中的土壤SOC、ROC和DOC含量的通径系数e值都相对较大(e_非喀ROC=0.8117、e_非喀DOC=0.6403、e_喀SOC=0.8117、e_喀ROC=0.8117、e_修复SOC=0.453), 表明其他样带中还有对土壤SOC、ROC和DOC含量影响较大的一些其它因素, 有待深入研究。

3 讨论 3.1 喀斯特地貌对土壤碳组分含量的影响

在湿地区域, 河岸附近SS点与WL点土壤有机碳含量且均高于山体区域, 为(8.046±0.001) g/kg, 这与许广平等^[38]研究结果基本一致。河岸附近SS点比WL点土壤ROC含量高, 而土壤DOC含量相反, 均高于样带山体区域。原因是河岸附近SS点与WL点凋落物和细根碳输入较高, 利于植物生长和土壤氮利用, 进而影响土壤ROC含量^[38]；此外, 淹水也会对土壤ROC含量有负面作用^[39]。河岸附近SS点土壤DOC含量在20—40 cm土层较高, 而WL点则在0—20 cm土层较高。一方面是由于植被群落不同, 土壤DOC含量受植物根系影响^[40]；另一方面, 岸边SS点因地表径流导致表层土壤DOC流失, 被WL区域土壤所截获, 同时WL区域土壤淹水有利于有机碳的溶出和团聚体分散而增加表层土壤DOC含量^[3]。

土壤中SOC含量及累积速率受地貌类型、植被类型和覆盖率等多种因素综合影响^{[19, 41]}。在山体区域(MT、HS与BM), 非喀斯特样带和喀斯特样带土壤SOC含量最高分别在0—10 cm和10—20 cm层, 且两条样带土壤SOC含量垂直分布均呈现递减的趋势, 前者尤为明显。一方面受地上、地下凋落物和根系分泌物的影响。非喀斯特样带处于高级演替阶段, 植被覆盖以乔木群落为主, 较丰富的地上和地下凋落物为土壤提供了碳源, 其中0—10 cm层来源多为地上凋落物, 因此土壤SOC高于其他土层呈递减现象, 同时根系也直接影响土壤SOC的垂直分布^[42]；而喀斯特样带相反, 同时植物种类较少及覆盖度相对较低, 不受植物根系固持的表层土壤因雨水冲刷作用, 使得表层土壤碳流失或向下层转移, 最终呈现出土壤10—20 cm层的土壤SOC含量最高的现象。另一方面, 深层土壤容重增加, 通透性和热条件差, 植物根系密度降低, 抑制了土壤中微生物活性, 特别是根际微生物活性, 进而影响土壤有机碳含量^{[11, 43—45]}。

土壤ROC、DOC含量易受到凋落物数量、土壤pH、含水率、容重、微生物组成等影响, 从而形成了土壤易氧化有机碳不同深度变化之间的差异性^[46]。研究表明, 喀斯特样带土壤ROC、DOC在各区域下含量相差较小, 但均低于非喀斯特样带, 这可能由于非喀斯特样带较为丰富的土壤凋落物分解和根系分泌的有机酸, 使pH值降低, 影响微生物对土壤碳的分解和累积, 从而抑制了土壤中ROC、DOC的转化速率^[25]。但尽管如此, 适宜的土壤温湿度、富足的有机质也进一步加快了土壤中其他形态的碳向土壤ROC、DOC转化^[47]；其次, 喀斯特样带土壤母质层发育缓慢且易流失^[48], 而非喀斯特样带土壤母质层发育较好, 小生境系统更加完善。有研究表明湿润的气候和石灰岩发育的土壤有利于土壤有机质和ROC、DOC的累积^[49—50]。综上, 除SS和WL两点无明显差别, 喀斯特样带的土壤碳组分含量均低于非喀斯特样带。

3.2 植被修复对土壤碳组分含量的影响

本研究表明, 植被修复样带中有机碳组分含量变化较喀斯特样带相比, 尽管前者土壤SOC含量低于后者, 但其ROC和DOC含量均表现出了明显的差异性。土壤SOC的来源途径基本为凋落物、根系物以及土壤团聚体^[51]。在喀斯特样带中植被覆盖以草本为主, 植被覆盖率较低, 根系主要分布在土壤表层, 尽管地上和地下凋落物C的输入会增加有机碳含量, 但随着土壤深度的加深, 凋落物对土壤碳含量的影响逐渐减弱；而死亡后的根系、根系脱落物以及死亡微生物成为有机碳并受降水影响向深层土迁移^[52], 造就了土壤有机碳随土壤深度而降低的垂直分布特征；而同样喀斯特样带受植被覆盖率低的影响, 土壤侵蚀作用使得有机碳含量通过物理转移向低海拔迁移, 这也进一步说明了喀斯特样带BM样点有机碳含量明显低于其他样点。

经过植被修复后, 植被覆盖度的增加对土壤固持水分的能力加强, 各种所需元素的输入和输出动态平衡发生变化, 一定程度上减少土壤有机碳矿化与土壤侵蚀^[53], 土壤内部固碳能力逐渐增强, 进而碳含量增加^[54]。一项荟萃分析表明, 在植被自然恢复围栏演替的早期阶段(< 5年), 土壤有机碳的丰富度迅速增加^[55], 但本研究中有机碳含量恰恰相反, 而是植被恢复样带土壤有机碳含量低于喀斯特样带, 且二者土壤有机碳含量有明显波动, 这与马祥华等^[56]的研究结果相似, 造成此现象原因可能包含两方面。一方面, 植被群落的急剧扩张。植被覆盖度的提高加强了植物光合作用, 向土壤输送有机物质速率提升, 进而提高土壤有机碳含量和易被微生物利用的土壤活性有机碳；同时植物急剧生长扩张从土壤中吸收大量土壤养分, 包括有机碳、无机氮等营养物质^[57]；另一方面, 微生物作用导致的碳固持与碳损失。微生物作为土壤生物化学循环的重要参与者, 通过其养分矿化和固定活动显著影响土壤养分循环^[58], 在营养贫乏的喀斯特土壤中提高土壤有机碳和养分含量^[31]。但土壤有机碳提高的同时, 植物群落促进土壤呼吸作用以改善土壤微生物群落组成和结构, 而土壤呼吸是土壤有机碳损失的主要途径之一^[19]。通过对比喀斯特样带与植被恢复样带土壤氮含量发现, 后者土壤活性氮(硝态氮与铵态氮)均有明显上升, 而活性氮的增加会限制碳输入, 并会增加异养呼吸^[59], 这可能会触发碳输入小于流出, 从而降低土壤净SOC。

综上所述, 植被恢复初期阶段土壤有机碳含量并总不是处于稳定上升趋势, 受植物群落与微生物两方面的影响, 土壤有机碳的频繁输出和输入导致波动较大, 最终表现为植被修复样带土壤有机碳含量低于喀斯特样带。

4 结论

非喀斯特样带土壤有机碳含量显著高于喀斯特样带, 在垂直结构上均表现为随深度增加各碳组分含量呈逐渐降低趋势, 呈现出表层富集现象。土壤DOC含量受植物群落和淹水条件影响, 同时山体区域土壤DOC和ROC含量还受土壤有机质、气候条件和土壤母质层等因素影响。

植被恢复初期阶段土壤有机碳含量不遵循稳定上升趋势, 且出现波动。植被群落的急剧扩张与微生物作用导致的碳固持和碳损失综合作用, 导致植被修复样带中土壤碳组分与喀斯特样带有所差异；此外植被修复样带活性氮的增加可能是限制碳输入和影响土壤有机碳的重要原因。