新疆奇台绿洲不同耕作年限荒漠灰钙土无机碳变化及其影响因素

摘要：荒漠灰钙土是天山北麓地带性土壤，富含碳酸盐和硫酸钙，是优质土地后备资源。本研究采用野外调查取样与室内实验相结合的方法，对新疆奇台绿洲不同耕作年限（lt;3 a、10 a、20 a、30 a、gt;40 a）荒漠灰钙土无机碳变化及其影响因素进行分析，探讨了土壤无机碳与土壤理化参数间的关系，特别是石膏对土壤无机碳的增汇作用。结果表明：①耕作层和犁底层的无机碳，对人类活动十分敏感。土壤无机碳随耕作年限先降低后升高，在耕作后的前10 a迅速下降表现为碳源，而后逐渐上升超过初始含量重新转为碳汇，耕作gt;40 a后土壤无机碳含量较耕作lt;3 a增加超过10 g·kg-1；②土壤无机碳的稳定性同位素813C随着耕作年限的增加持续负向偏移，表现出具有截存现代大气CO2的潜力；③荒漠灰钙土中含有极易风化且储量可观的石膏，为次生碳酸盐淀积提供了大量的钙源，这些Ca2+含量决定了研究区土壤无机碳库最终的储量大小。综上说明，富含石膏的荒漠灰钙土耕作后，具有较强的土壤无机碳增汇潜力，重视和准确估算这部分碳增汇潜力有助于我国“双碳”目标的实现。

关键词：荒漠灰钙土；土壤无机碳；耕作年限；次生碳酸盐；碳汇潜力

中图分类号：S153.6 文献标志码：A 文章编号：1672-2043（2024）01-0091-11 doi：10.11654/jaes.2023-0298

IPCC报告指出土壤碳固定在CO2减排中占有较高比重，应当重视人类土地耕作活动对温室气体的影响。关于土壤固碳的研究和论述多集中于湿润／半湿润地区的农田、草地、湿地和森林等土壤有机碳（Soil organic carbon，SOC），认为土壤无机碳（Soil inorganic carbon，SIC）相对稳定，在碳循环中的作用以及对气候变化的贡献度较小，可几乎忽略，但近年来的研究发现，在荒漠土壤存在非生物途径的CO2吸收现象，推测荒漠地区可能存在一个巨大碳汇，即土壤无机碳汇。目前，干旱／半干旱区土壤碳库中的无机碳逐渐成为研究热点。

干旱区面积占地球陆地表面的40％以上，这些地区土壤中含有的无机碳是有机碳的2-5倍。由于干旱／半干旱区土壤植被覆盖度低、生命过程微弱、有机质含量少，土壤中有机碳分解释放的CO2经过一系列反应最终也转化为无机碳，而以CaCO3为主要形式存在于土壤中的无机碳，可占其土壤碳库总量的90％。因此，客观准确地评估干旱区土壤无机碳的固碳潜力和贡献及其对人类活动的响应具有重要的科学价值和现实意义。

新疆的荒漠土、盐渍土等是我国重要的耕地后备资源，垦种后人类耕作活动对其大量赋存的土壤无机碳的影响，目前还知之甚少，亟待通过更多的实验提供数据支持。奇台绿洲位于新疆天山北坡经济带，是优质小麦主产区之一，其平原区地带性土壤类型为荒漠灰钙土，富含硫酸盐和碳酸盐，兼具荒漠土和灰钙土特征，上世纪八九十年代以来，大面积的荒漠灰钙土被开垦为耕地，但耕作活动对其土体内无机碳的影响尚不明确，因此，本研究基于奇台绿洲不同耕作年限荒漠灰钙土实测数据，探讨了耕作过程中土壤无机碳的变化及其影响因素，以期为干旱区土壤碳循环研究以及我国“双碳”目标的实现提供参考依据。

1材料与方法

1.1研究区概括

奇台绿洲地处天山北麓、准噶尔盆地东南缘，县域跨山地、平原、沙漠、戈壁，地理坐标42°25′-45°29′N、89°13′-91°22′E（图1）。该绿洲属于中温带大陆性干旱半干旱气候，冬季长而寒冷，夏季短而炎热，气候干燥，年平均温度约5.5℃，年平均降水量176 mm，蒸发量可达2 141mm，无霜期153 d（4月下旬到10月上旬）。奇台绿洲耕地面积为15.93万hm2，最主要的农作物是小麦，采样区位于绿洲北缘平原地区，农业用水以井灌为主，由于长期超采，该区域地下水位较低，近几十年来，地下水埋深一直低于地表10m以下并持续下降，因此，地下水位的季节性变化对农田土壤无影响。研究区未垦种过的自然土壤中，水溶性盐类以硫酸盐为主，在1m深度的剖面上，SO2在阴离子中的占比均在75％以上。

1.2样地选择与样品采集

为保证耕作年限数据的客观性，使用逐年Landsat遥感影像确定备选耕作田块出现时间，并在采样前进行田野访查（确保耕作年限、作物类型、灌溉模式、化肥施用等一致）确定最终采样样地。根据耕作年限确定5类样地土壤：lt;3 a、10 a、20 a、30 a、gt;40 a。由于年代久远的耕地年限缺乏足够的有效记录而难以确定，gt;40 a的样地是依据1976年Landsat MSS影像上已经存在的耕地来确定的，通过田间访查，这些耕地耕作时间可能远长于40 a。样点位置如图1所示，集中分布于绿洲平原区，地形平坦，气候、母质等成土因子相同，耕作方式与化肥配给、施用相同，种植作物均为小麦，灌溉水来源于机井抽取的地下水，灌溉水质和灌溉定额相同，其中，地下水中的Ca2+、Mg2+、HCO-3、CO2-含量分别为61.54、10.20、123.96 mg·L-1和0mg·L-1，目前每公顷耕地的年灌溉定额是4 500m3。

根据土壤样品采集的方法与标准，携带GPS定位仪（型号为eTrex 309X）于2018年8月末，在作物收割后、翻耕前且采样前至少一周内未受降雨影响的样地，采集土壤剖面样品并记录样点和剖面信息。样地景观见图2a，剖面发生层分布见图2b，使用10010稀盐酸观察土壤的石灰反应见图2c。每种年限耕地选取2个样地（均gt;1 000 m2），每个样地从中心向两端挖取3个土壤剖面，深1.2 m、长1m、宽0.8 m，观察面向阳，挖出的表土和底土分别堆放在坑的两旁，取样完毕后按土层顺序回填。每个剖面按耕作层（Arable layer，A）、犁底层（Plow layer，P）、心土层（Subsoil layer，B）采集土壤样本。其中A层厚度为26-33 cm，P层厚度为13-24 cm，B层厚度为26-47 cm，分别对同一样地各发生层正面及两侧等量取样后采用四分法混合，取600 g作为土壤样品，带回实验室并在干燥通风处阴干，而后筛除根茎及碎石，经研磨、过筛（依次过2、0.3、0.2、0.097 mm尼龙网筛）后留存备用。

1.3测试指标与方法

本研究的测试指标包括土壤无机碳、土壤养分、不同形态盐分离子、土壤盐类矿物方解石和石膏以及土壤无机碳的稳定碳同位素13C。测试方法如下：

（1）依据土壤基础理化性质检测标准与实验方法，对所采集的土样进行了以下指标测定：pH、CaCO3、土壤速效钾（Available kalium，AK）、速效氮（Available nitrogen，AN）、速效磷（Available phosphorus，AP）、水溶性离子（K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、SO2-、HCO3、CO2-）。其中：pH值选用F2型pH计测定（测定精度：0.01）；CaCO3含量采用气量法测定；AK使用中性NH4OAC浸提的火焰光度计法测定；AN采用碱解扩散法测定；AP采用NaHCO3浸提的硫酸钼锑抗比色法测定；K+和Na+采用火焰光度法测定；Ca2+、Mg2+采用EDTA络合滴定法测定；Cl-采用硝酸银滴定法测定；S02-采用容量法测定；HCO3和CO2-采用双指示剂中和法测定。

（2）采用提取能力强弱不同的试剂测定元素在土壤中存在的形态。上述水溶性八大离子常规含量检测采用过2 mm筛孔土样，使用1：5的土水比制作悬液，振荡3 min后抽滤，将得到的滤液进行离子测定，这种处理是通过速溶方式让土壤本体溶液中的易溶盐完全溶解，使难溶盐和中溶盐不溶或少溶，同时避免溶出的离子与土壤胶粒吸附的离子发生交换反应。为了进一步观察二价硫酸盐（中溶盐）和碳酸盐（难溶盐）溶解情况，本研究参照《土壤和沉积物13个微量元素形态顺序提取程序》（GB/T 25282-2010）和欧共体标准顺序提取方案，提取了土壤样本中八大离子的水溶态含量以及四个阳离子的弱酸态含量。GB/T 25282-2010是基于欧共体标准顺序提取方案制定的，处理方式一致，该方案主要针对不同形态土壤重金属的提取，也可以用于土壤常量元素如K、Na、Ca、Mg、Fe、Mn的提取。其中，水溶态离子含量检测是将过0.097 mm的土样按照1：20的土水比制作悬液，振荡16 h后离心30 min，取上层清液测定八大离子，这些操作可使中溶盐如硫酸钙以及被较弱吸附在土壤胶体上的元素转移至清液。弱酸态（Weak acid，WA）离子含量检测使用0.11 mol·L-1乙酸作为溶剂，按照1：40的比例溶解0.097 mm的土样，振荡16 h后离心15 min，倾析出上层清液进行检测，提取的离子主要是指因静电作用被强吸附在土壤胶体表面以及被束缚在难溶盐（主要是二价碳酸盐）中的阳离子。为了避免中间环节误差，三种形态元素提取时均使用了原样。

（3）样品中以盐结晶矿物存在的石膏和方解石含量采用X-射线衍射进行测定，由新疆矿产实验研究所完成检测，仪器为德制Bruker D8 ADVANCE X-射线衍射仪，二者数值是由特征峰的峰强归一化后得到相对百分含量。

（4）土壤碳酸盐的稳定碳同位素13C分析，由中国科学院地质和地球物理研究所的稳定同位素地球化学实验室完成，质谱型号为MAT-253，将土壤与磷酸反应生成的CO2，通过He载气转移到质谱仪中，所报数据为相对于Vienna Pee Dee箭石（V-PDB）之值（国际标准），标准偏差优于0.15‰。

1.4数据说明

本研究中土壤无机碳组分包括：气量法测定的土壤碳酸盐（主要为CaCO3，其中亦含有少量MgCO3，由于其占比不足5％，因此本文使用CaCO3表示气量法测定的土壤碳酸盐含量）、常规速溶检测的土壤水溶性无机碳（Dissolved inorganic carbon，DIC）以及通过长时间振荡、离心处理后的水溶态无机碳（Water-sol-uble inorganic carbon，WIC）。DIC和WIC分别为各自测得的HCO3和CO2-之和，由于土壤pHgt;8.5时，土壤溶液中CO2-含量才会从0开始增加，实验测得pH均小于8.5，DIC和WIC为HCO-3含量。研究区气候干冷，土壤有机质难以积累，相关盐类如硝酸盐、有机酸盐、硅酸盐等含量很低，土壤中的盐类主要是氯化物盐、硫酸盐和碳酸盐，因此，本研究采用离子加和法计算全盐含量，水溶性全盐（Dissolved total salt，DTS）和水溶态全盐（Water-soluble total salt，WTS）含量分别为水溶性和水溶态八大离子（K+、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、HCO3、SO2-、CO2-）之和。

利用SPSS 25.0对数据进行单因素方差分析（Oneway ANOVA）和Duncan多重比较分析，显著性差异水平设置为0.05。数据绘图在Origin 2023b中进行。

2结果与分析

2.1不同耕作年限土壤无机碳变化

样地土壤中CaC03、DIC和WIC随耕作年限的变化，表现出共同的规律（表1）：先降低后升高，最小值均出现在耕作10 a的土壤中。研究区土壤垦种后的前10 a，土壤无机碳处于下降状态，之后随着耕作年限增加，无机碳含量开始转变为上升趋势，耕作20 a后，土壤中的无机碳含量已经回升到开垦lt;3 a时的水平。CaC03、DIC和WIC最大值均出现在耕作时间gt;40 a的样本上，相较于刚垦种lt;3 a的田块，分别平均高出16.06％、140.91％、80.97％。可见，研究区土壤无机碳对人类的耕作活动很敏感，耕作gt;40 a土壤中的CaCO3较lt;3 a的土壤平均增加超过10 g·kg-1。

土体中次生碳酸盐的形成需要土壤溶液中HCO3与阳离子的结合，耕地中HC03主要来自土壤空气中CO2的溶解以及地下水的灌溉输入。当土壤中有机质含量增加以及微生物、根系等呼吸作用增强，释放的CO2浓度也随之增高，使得土壤溶液中的HCO-3含量增加，结合表1中DIC和WIC随着耕作年限的增加而增加，表明在长期人为耕作和灌溉过程中，土体中持续有次生碳酸盐淀积，为现代大气CO2的长期固定提供了条件。

不同耕作年限土壤中CaCO3、DIC与WIC含量在土壤剖面上的分布如图3所示。在图3a中，除耕作10 a外，所有样本中的CaC03含量均以P层最高。在开垦10 a的样本中，A、P、B中的CaCO3较开垦lt;3 a的降低，降幅分别为28.66％、24.06％、6.09％，之后，CaCO3开始转为增加趋势，耕作20 a样本的CaCO3回升至lt;3 a时水平。耕作30 a样本相较于20 a样本，A层的CaCO3增加了14.67％；相较于30 a样本，耕作gt;40a样本中A层的CaCO3又增加了12.51％。A层受到人类耕作活动影响最大，所以CaCO3的变化剧烈程度也相对较大，其次是P层，而B层波动则相对较小。DIC和WIC在剖面上的分布总体表现为Agt;Pgt;B（图3b、图3c）。

2.2不同耕作年限土壤无机碳变化的影响因子分析

2.2.1土壤理化性质对无机碳的影响

（1）土壤主要理化特性

不同耕作年限土壤主要理化参数如表2所示。方解石含量随耕作年限增加而增加，其中，耕作10 a时方解石平均含量较垦种lt;3 a相差较小，10 a至20 a上升了1.58个百分点，之后增幅较平缓；石膏在耕作10 a时达到最高，而后随着耕作年限的增加逐渐降低至0。研究区土壤pH的平均值在7.78-8.18之间，属于碱性土，土壤pH均值随耕作年限增加略有增加，总体变化较小。对土壤速效养分测定结果显示，AK含量较高，供钾能力远高于其丰缺标准（160 mg·kg-1），在不同耕作年限的样本中波动较小，平均波动范围最大约10％。AN和AP虽然波动较大，但其含量很低，总体来看，随着耕作年限的增加，AN趋于增加，AP趋于减少。DTS和WTS均随耕作年限先增后降，在耕作10 a时最高，分别为4.10 g·kg-1和26.78 g·kg-1，随着耕作时间的增加，DTS和WTS总体处于下降趋势，相较于耕作lt;3 a的样本，30 a的样本中分别下降了34.05％-75.90％和44.81％-92.91％，在gt;40 a的样本中下降了83.39％-92.11％和93.64％-95.59％。从13C变化来看，lt;3 a、10 a、20 a、30 a、gt;40 a的13C值分别为-2.00‰、-2.44‰、-2.84‰、-3.88‰和-5.04‰，随着耕作年限增加，13C持续负向偏移，土壤碳酸盐中固定的轻碳逐渐增加。

（2）土壤理化参数与无机碳各组分的关系

CaCO3、DIC、WIC与表2中理化指标的关系如图4和图5所示。CaCO3与pH具有显著的正相关关系（Plt;0.05），相关系数为0.44，CaCO3主要存在于干旱半干旱土壤中，旱区土壤通常显碱性；CaCO3与速效磷呈现极显著的负相关性（Plt;0.01），相关系数为-0.53，这是由于磷酸钙对磷有固定作用，而碳酸钙与磷酸钙对钙离子又存在竞争关系且磷酸钙的溶解度高于碳酸钙造成的；DIC和WIC与pH呈极显著正相关（Plt;0.01），二者与速效磷、13C呈负相关，其中DIC与13C之间呈极显著的负相关（Plt;0.01），而WIC和13C之间呈显著的负相关（Plt;0.05），即DIC和WIC含量越高，13C负向偏移越多。DIC和WIC与方解石之间呈显著正相关（Plt;0.05），二者与石膏间均达到了极显著负相关（Plt;0.01）。方解石是CaCO3的结晶矿物，二者之间呈极显著正相关（Plt;0.01），相关系数为0.81；CaCO3与石膏之间呈极显著负相关（Plt;0.01），相关系数为-0.66。石膏和CaCO3对Ca2+存在竞争关系，两者在土壤中存在着直接或间接的化学转化。

利用皮尔逊相关性检验发现，土壤无机碳组分与DTS、WTS间均具有极显著的负相关性（Plt;0.01）（图5）。CaCO3、DIC、WIC与DTS的R2值分别为0.579 7、0.6544、0.667 1，与WTS的R2值分别为0.565 9、0.6580、0.726 4，说明水溶性全盐和水溶态全盐对无机碳组分的影响程度相近。随着无机碳各组分含量的增加，DTS和WTS减少，这可能是由于盐分离子参与了土壤固碳，在CO2（g）-CO2（aq）-HCO3（aq）-CaC03（s）这一过程中，阴、阳离子作为反应物不断被消耗，生成物碳酸盐不断增加，因此，全盐与无机碳间为负向关系。

2.2.2盐分离子与土壤无机碳的关系

（1）不同形态盐分离子分布特征

由于不同处理方法对离子的提取强度不同，土壤水溶性、水溶态以及弱酸态的盐分离子含量存在显著差异（表3）。土壤中的主要阳离子为Ca2+，其在水溶性和水溶态阳离子中的平均占比分别为72.18％和76.76％，在弱酸态阳离子中的平均占比高达95.29％。另一个二价阳离子Mg2+的占比很小，其在三种提取态阳离子中的占比仅为7.67％、5.52％和2.02％。一价阳离子K+、Na+主要以易溶盐存在，它们在水溶性阳离子中的占比为20.15％，在水溶态阳离子中的占比为17.71％，但是在弱酸态中，它们各自的占比仅为1.64％和1.06％。同一种阳离子，随着提取强度的增大，所测含量增加，特别是Ca2+，其水溶态含量相较于水溶性含量平均增加了303.94％，而其弱酸态含量较水溶态含量则平均增加高达1 865.77％，在耕作gt;40 a的样本中，弱酸态提取到的Ca2+含量较水溶态增加了6 449.60％，说明在耕作gt;40 a的土壤中，Ca2+主要以胶体吸附和碳酸盐形式存在。

从耕作时间变化来看，不同形态的阳离子在耕作gt;40 a的样本中均较耕作lt;3 a的样本显著减少，其中降幅最大的是水溶性和水溶态的Ca24、Mg2+，水溶性Ca2+、Mg2+分别减少了88.12％、81.42％，水溶态Ca2+、Mg2+分别减少了92.88％、72.19％。相对而言，弱酸态Ca2+、Mg2+下降幅度相对较小，耕作gt;40 a的样本中较耕作lt;3 a的分别减少了34.60％和40.97％。

除了gt;40 a的样地以外，SO2-在水溶性和水溶态提取的阴离子中占比为91.40％-99.20％，处于绝对优势，土壤中的水溶性盐类主要为硫酸盐。水溶态提取到的SO2-含量是水溶性含量的3.50-10.70倍，结合Ca2+分布与变化，水溶态提取方法能够提取到大部分的二价硫酸盐。SO2-在耕作20 a及更长时间的土壤中下降很快，在耕作gt;40 a的样本中，水溶性和水溶态SO2-含量较耕作lt;3 a的分别减少了97.29％和99.36％。

（2）不同形态离子对土壤碳酸盐淀积的影响

从表4可以看出，CaCO3、DIC和WIC与水溶性和水溶态Ca2+、Mg2+间呈极显著的负相关性（Plt;0.01），说明无机碳的增加伴随着其他易溶盐、中溶盐固定的Ca2+、Mg2+的减少。而CaCO3与弱酸态Ca2+无明显的相关性，是因为弱酸态提取的Ca2+既包含碳酸盐固定的Ca2+也包含大量被土壤胶体吸附的Ca2+。CaCO3与弱酸态Mg2+间为极显著的负相关（Plt;0.01），因为Ca2+的含量和代换能力高于Mg2+，随着耕作年限的增加，土壤胶体上的Mg2+被溶液中的Ca2+所代换，致使被土壤胶体静电吸附的Ca2+的占比不断增加，而Ca2+和Mg2+在形成碳酸盐时存在竞争关系，由于二者溶解度不同，CaCO3会先于MgCO3生成。同时，土壤溶液中存在的HC03、OH-与Ca2+、Mg2+反应，可能生成碳酸盐、碱式碳酸盐或氢氧化物沉淀，由于CaCO3的溶解度远小于Ca（OH）2，因此，生成物以CaCO3为主。

在表4中，水溶性和水溶态的Cl-与无机碳组分间无明显相关性，而水溶性和水溶态的SO2-与CaCO3、DIC和WIC间皆为极显著的负相关（Plt;0.01），相关系数均在-0.70左右，如前所述，二价SO2-结合的Ca2+被离解后参与了土壤固碳，故硫酸钙盐与无机碳关系密切。研究区土壤母质中大量赋存的硫酸盐（主要是石膏）中的Ca2+在灌溉耕作过程中不断地被溶解然后向碳酸盐转移，为无机碳汇的增加提供了物质基础。

3讨论

3.1荒漠灰钙土耕作后的土壤无机碳变化与碳汇潜力

荒漠灰钙土耕作后可能具有较强截存现代大气CO2的潜力。开垦改变了荒漠灰钙土原有的成土过程和碳库平衡。随着耕作年限的增加，研究区内土壤无机碳含量整体呈先降后升的趋势，均值在50-80 g·kg-1之间，处于我国西北干旱地区的平均水平（40-90g·kg-1）。耕作对土壤无机碳的影响主要存在于耕作层和犁底层，对心土层影响较小（图3），并且在耕作的前10 a，土壤碳酸盐溶解度增加表现为碳源，这与邓彩云等的研究结果一致。之后，由于土体中含有大量盐基离子以及土壤溶液中HCO-3含量增加，土壤碳酸盐的淀积增加，重新转为碳汇，其转换符合土壤中CO2（g）-CO2（aq）-HCO3（aq）-CaCO3（S）这一无机碳形成过程，式中可以看出，HCO3（DIC、WIC）是影响无机碳溶解／再结晶的关键环节，也是从大气C到碳酸盐C转移的关键环节。但是HCO3中的C来源复杂，既包括无机过程如原生碳酸盐的溶解、现代大气CO2的溶解，也包括通过生物过程固定的有机碳向土壤溶液中的分馏转移，如何量化HCO3中的C来源仍是相关领域的研究难点。

自然界中有机碳库富集轻碳，而无机碳库富集重碳。源自海相碳酸盐的13C值常在0-3％0范围内变化，与大气水有关的碳酸盐13C在-1‰--5‰范围内变化，有机碳13C一般为-25‰，正常大气CO2的13C平均约为-7.8‰。碳酸盐发生负偏移，说明受到了有机影响，有轻碳同位素加入。本研究中，13C随耕作年限增加持续负向偏移，说明土壤中含有轻碳的次生碳酸盐含量在增加，这与李龙波等和张林等的研究相同。本研究中耕作20 a、30 a和gt;40 a的土壤样本中CaCO3含量较耕作lt;3 a分别平均增加了1.40、3.70、10.86 g·kg-1，而这部分碳汇目前可能被忽视或者被低估，但是对于13C负向偏移与土壤碳酸盐固定现代大气CO2间的定量关系，仍有待进一步结合地质学、地球化学、生物学等多领域理论和技术方法进行深入研究。

3.2土壤盐分对土壤无机碳变化的影响

在尽可能考虑了样地相关环境因子和人类耕作活动一致性的情况下，影响奇台绿洲土壤无机碳变化的主要因素是土体中盐类及其离子构成，特别是与土壤中可用于碳酸盐淀积的Ca2+、Mg2+等阳离子的供给密切相关。

（1）不同盐类溶解度的差异。荒漠灰钙土中富含硫酸盐石膏，这为次生碳酸盐的形成提供了物质基础。石膏和方解石均属极易风化矿物（风化速度：石膏gt;方解石），但石膏的溶解度远高于方解石。由表2可知，石膏随耕作年限增加最终下降为0，石膏溶解释放的Ca2+与含C阴离子结合生成无机碳，这个过程使石膏含量下降，CaCO3及其品质矿物方解石不断增加。

（2）不同离子代换能力的差异。按照阳离子对土壤胶体凝聚力大小排序（H+gt;Ca2+gt;Mg2+gt;K+gt;Na+）可知，Ca2+、Mg2+代换能力强，可把原来胶体表面附着的一价阳离子交换出来，代换下来的K+和Na+形成的碳酸盐因自身较大的溶解度而无法淀积在土体中，二者与土壤无机碳不具有相关性（表4）。乙酸中的H+可以更多地代换出被土壤胶体束缚的Ca2+、Mg2+，因此弱酸态提取的阳离子含量高于水溶性和水溶态离子，此时溶液中既包括被土壤胶体吸附的阳离子，也包括被碳酸盐束缚的阳离子，从提取结果看，主要为Ca2+离子，因此，土壤实际起主要固碳作用的是含Ca碳酸盐，这与Guo等和Bughio等的研究结果一致。

4结论

（1）奇台绿洲荒漠灰钙土垦种后，其土壤无机碳对人类耕作活动敏感，呈先降后增变化特征，耕作gt;40 a后，土壤中的无机碳汇较耕作lt;3 a的显著增加超过10 g·kg-1。

（2）奇台绿洲荒漠灰钙土碳酸盐的13C随耕作年限增加表现为持续的负向偏移，耕作时间越长，负向偏移越大，表现出具有固定现代大气CO2的潜力，这部分碳汇目前可能被低估。

（3）奇台绿洲荒漠灰钙土无机碳与石膏呈极显著负相关性（Plt;0.01），含量丰富的石膏溶解释放的Ca2+为次生碳酸盐淀积提供了物质基础，而Ca2+含量决定土壤无机碳库储量大小。