雅魯藏布江中上游地區表土碳同位素變化及其影響因素初探

王樹源，范義姣，楊軍懷，陳梓炫，田偉東，高福元，夏敦勝

（1.蘭州大學資源環境學院西部環境教育部重點實驗室，甘肅蘭州 730000；2.蘭州城市學院城市環境學院，甘肅蘭州 730070）

0 引言

依據光合作用路徑的不同，自然界的陸生植物可分為三大類：C3植物、C4植物及景天酸代謝植物（CAM型）。C3植物的δ13C值在-34‰～-20‰間變化，以-27‰附近出現的頻率最高；C4植物的δ13C值在-19‰～-9‰間變化，以-13‰附近出現的頻率最高。CAM型植物的δ13C值變化范圍比較寬，為-10‰～-30‰，基本上覆蓋了整個C3和C4植物的區間［1-2］。土壤有機質主要來自于地上植被，記錄了不同空間和時間尺度上的植物同位素分餾，因此，土壤有機碳同位素（δ13C）與植物碳同位素具有直接關系［1-3］。

植物在土壤中的轉化過程中存在復雜的同位素分餾過程，不同地區分餾值存在一定差異，總體介于0.5‰～2.5‰之間［4-6］。不同氣候條件下土壤的δ13C可以記錄環境信息，綜合反映植物的生理生態特征，是研究植被和氣候關系的理想材料［7-9］。此外，對土壤δ13C的分析可以重建古環境，特別是利用沉積物δ13C的變化特征進行古環境的定量重建［3，10-11］。國內外學者在全球和區域尺度上對植物、土壤的δ13C與氣候因子（如降水、溫度、大氣壓等）的關系進行了深入研究［12-19］，多數研究已證實C3植物主導下的土壤δ13C值與降水之間呈負相關，并且這種負相關關系已被應用于中國黃土高原［20］，中亞地區［21-22］，中國北方［23-24］以及青藏高原東部［25］等地區的降水重建，但也有少數研究發現二者之間不是簡單的線性關系甚至不相關［26-27］。與C3植物不同，Rao等［10］發現全球范圍內C4植物的δ13C值與MAP顯著正相關。然而，有研究認為溫度是決定C3/C4相對豐度從而影響土壤δ13C的主要氣候因子，并將δ13C作為溫度指標應用于受季風影響的邊緣地區［28］、東北地區和黃土高原［29-30］以及青藏高原東南部地區［31］。此外，海拔對δ13C的影響顯著，但由于高海拔地區地域差異明顯，溫度、降水及大氣壓等氣候指標的綜合影響使得δ13C的變化特征較為復雜［30-34］。多數研究表明植物或土壤δ13C隨海拔上升而變重［13-14，19，34］，但受局部地區微生境的影響可能出現負相關或變化趨勢不明顯［35-36］。也有研究發現表土δ13C隨海拔呈先變輕后變重的規律，海拔拐點處水熱條件的突變可能是引起δ13C發生轉折性改變的主要原因，但不同研究中海拔拐點不同，如3 500 m［32］、2 960 m［33］、2 050 m［37］等。

雅魯藏布江（簡稱雅江）流域位于青藏高原南部，受西風和印度季風的共同作用［38］。植被垂直地帶性分布和水熱梯度使得該區域為研究土壤δ13C的空間變化特征和氣候驅動因素提供了理想的區域?；诖?，本文采集了雅江中上游地區36個表土樣品，通過測定δ13C，結合現代氣象觀測資料，旨在闡明現代土壤δ13C隨海拔和區域氣候條件變化的規律，并探討該地區表土δ13C的控制因素，明確其氣候指示意義，為后續利用地層沉積物δ13C重建古植被、古氣候提供基礎支撐數據。

1 研究區概況

雅江位于青藏高原南部（圖1），地理坐標為28°59′～30°34′N，82°32′～94°28′E，中國境內流域全長約2 057 km，屬高原溫帶季風區濕潤-半干旱氣候［39-40］。研究區主要集中于雅江中上游地區日喀則地區和山南地區，海拔范圍為3 500～5 100 m。其中日喀則地區年平均氣溫為5.5℃，年平均降水量為369.8 mm；山南段年平均氣溫為7.0℃，年降水量為441.7 mm。土壤類型主要以（亞）高山草甸土、（亞）高山草原土和山地灌叢草原土為主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana（Benth.）Bak?er］、固沙草（Orinus thoroldii）和白草（Pennisetum centrasiaticumTzvel）等灌木、半灌木、草本為主［41］。

圖1 雅魯藏布江中上游地區地理位置Fig.1 Geographical location in the upper and middle reaches of Yarlung Zangbo River

2 樣品采集與實驗方法

2.1 樣品采集

通過野外考察，在雅江中上游地區共采集了36份表土樣品（圖1）。采樣地點選擇遠離耕地和城鎮村莊，沒有受人類干擾并且自然植被穩定，植物優勢種典型分布的地區。采樣時去除表土最上層凋落物，采樣深度為0～5 cm，利用便攜式GPS記錄采樣點的經緯度和海拔，同時記錄了采樣點的優勢植物種信息。年平均降水量（MAP）和年平均氣溫（MAT）數據來源于國家青藏高原科學數據中心的“青藏高原及周邊地區氣溫和降水格點數據（1998—2017）”［42］。該數據集基于國家氣象信息中心基礎資料專項最新整編的中國地面高密度臺站（2400多個國家級氣象觀測站）的氣溫和降水日值資料，對缺測站點進行預處理之后，利用ANUSP?LIN軟件的薄盤樣條法（Thin Plate Spline）進行空間插值，最后生成空間分辨率為1 km的年值格點數據，可以更好地反映高原地區真實的溫度和降水變化。生長季溫度來源于https：//worldclim.org/data/index.html，干 燥 度 數 據 來 源 于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3［43］。此外，CO2分壓通過大氣壓乘以常數（335 μmol·mol-1）獲得，大氣壓根據以下公式計算［44］：

式中：P為大氣壓（kPa）；z為海拔（m）；TK為空氣溫度（K）。

2.2 實驗方法

有機碳同位素（δ13C）實驗具體方法如下：

（1）用鑷子挑去土壤樣品中的植物殘體、沙礫等，然后在瑪瑙研缽中研磨，過100目篩。取一定量研磨好的樣品置于透水坩堝中，至坩堝體積的2/3處即可。室溫下，將裝有樣品的透水坩堝放入培養皿中，加入2 mol·L-1的HCl反應6 h左右。然后將培養皿轉移到80℃恒溫水浴鍋之中反應2～3 h，以完全去除樣品中碳酸鹽物質。

（2）充分反應后，用蒸餾水將樣品反復清洗至pH>5，隨后將樣品放入低于80℃的烘箱中完全烘干。將烘干的樣品重新在瑪瑙研缽中研磨，直到均勻并無顆粒感，包好磨好的樣品并存放在干燥箱中。樣品前處理在蘭州大學西部環境教育部重點實驗室進行。

（3）用燃燒法收集完全燃燒后產生的CO2，采用元素分析儀-穩定同位素比率質譜儀（EA-IRMS）分析碳同位素組成。根據黃土有機質含量稱取樣品2～4 g，送入Flash EA 2000型元素分析儀進行在線分析。在該系統中，樣品在960℃的氧化爐通氧環境下瞬間高溫燃燒，后流經680℃的還原爐，釋放CO2和N2氣體，經色譜填充柱分離出CO2氣體，由載He氣將CO2氣體帶入MAT-253同位素比值質譜儀進行碳同位素測定。樣品中有機碳同位素δ13C表示為：

式中：R樣品和R標準分別表示測試樣品和標準樣品的13C/12C的比值。所有的碳同位素組成均采用VP?DB標準。樣品的δ13C分析在蘭州大學草地農業科技學院國家重點實驗室進行。

3 結果與討論

3.1 C3和C4植物分布對表土δ13C的影響

雅江中上游地區不同海拔36個表土樣品的碳同位素組成結果表明，該地區表土的δ13C值存在很大差異，總體分布在-24.6‰～-15.2‰范圍之間，平均值為-20.8‰（表1）?，F代土壤的同位素組成主要與地表植被類型密切相關，C3植物與C4植物的比例變化會造成土壤δ13C的組成特征存在差異［13，18，31-34］。C3和C4植物碳同位素組成（即δ13C3和δ13C4）的平均值可以被直接用來計算C4植物比例的變化，即C4（%）=［（δ13C-δ13C3）/（δ13C4-δ13C3）］×100。黃土高原中部純C3和C4植物對應的δ13C值分別是-24‰和-14‰［11］，川西高原純C3和C4植物的δ13C值分別為-25‰和-12‰［25］，雖然不同研究中純C3和C4植物δ13C值不同，但總體趨勢幾乎相同。通過對比已知C3和C4植物的δ13C值［2］，本研究區表土δ13C值直方圖體現出較顯著的C4植物貢獻信號（圖2），特別是在海拔3 500～4 000 m之間多個采樣點的δ13C值在-15‰到-20‰之間，且C4植物比例平均值高達58.2%（表1）。同時，地表植被調查結果也發現在該海拔范圍內，生長著禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii）、白草（Pennisetum centrasiaticumTzvel）等C4植物（表1），這與表土δ13C值表現出很好的一致性。

圖2 雅江中上游表土δ13C值直方圖（已知C3、C4植物資料來源于O’Leary，1988［2］）Fig.2 Histogram of the δ13C values of surface soils in the upper and middle reaches of Yarlung Zangbo River（Known C3，C4 plants from O’Leary，1988［2］）

表1 雅江中上游地區各采樣點經緯度、海拔、表土δ13C、C4植物比例、C4、C3植物優勢種、植被類型及土壤類型Table 1 Latitude，longitude，altitude，surface soil δ13C，ratio of C4 plants，the C4、C3 plant species，vegetation type and soil type of sampling points in the upper and middle reaches of Yarlung Zangbo River

全球不同光合類型草本植物的分布表明，C4草本植物生長的溫度閾值是年平均氣溫（MAT）大于12℃［10］。本研究區采樣點平均海拔為4 000 m，MAT均低于12℃，卻依舊存在較高的C4/C3植物比例。旺羅等［45］在青藏高原南部也發現一些C4植物的生長高度可以達到海拔4 000 m以上，最高可達4 520 m。他認為這是由于青藏高原強光照以及夏季集中降水等特殊氣候條件可能有利于C4植物的生長［46］。青藏高原年平均總輻射在3 800～8 600 MJ·m-2之間［47］。強光照為C4植物進行雙羧酸循環提供了足夠的能量，使其在低CO2/O2條件下進行CO2同化，并補償了低溫下光合作用所需的能量，最后可能導致即使在較高海拔地區，C4植物仍具有較高的固碳效率以及對低溫的耐受力［46，48］。此外，C4植物比C3植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3植物的生長，這使得夏季集中降水不僅為C4植物提供了充足的水分，而且也為C4植物提供了充足的生長空間［46］。然而，隨著海拔繼續升高，C4植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana（Benth.）Baker］，錦雞兒［Caragana sinica（Buc’hoz）Rehder］等C3植物比例逐漸升高，表土δ13C值也逐漸偏負。已有研究證實，相對于C4植物，C3植物在低溫和高海拔條件下更具競爭優勢［3，31，49］。顯然，植物光合作用類型逐漸由C3植物主導，表土δ13C值偏負。

續表1

3.2 海拔對表土δ13C的影響

Morecrof和Woodward［52］認為，在全球范圍內，C3植物δ13C值與海拔高度成正相關關系，但植物δ13C會受到局地生境的影響，從而出現負相關或不相關的情況。與前人研究所發現的高原表土δ13C隨海拔上升呈先變輕后變重的規律不同［30，33-34，37］，本研究結果顯示雅江中上游地區，海拔3 500～5 100 m范圍內，表土δ13C值隨海拔升高而偏負，海拔每升高100 m，δ13C值偏負0.5‰［R2=0.61，P<0.01，圖3（a）］。一方面，青藏高原面積廣泛，不同區域影響因素復雜，本研究區集中于高原南部雅江河谷中上游地區，更好地反映了高原南部表土δ13C的空間變化特征及其影響因素。另一方面，不同于前人研究中植被類型以C3植物占絕對優勢［14，16，19，33，37］，本研究區C3與C4植物混合生長，并且在海拔3 500～4 000 m內分布著較高比例的C4植物（表1和圖2）。結合C3與C4植物比例的變化，發現隨海拔升高，C4植物比例不斷減少，地上植被光合類型逐漸由C3植物主導（表1）。李嘉竹等［31］通過分析貢嘎山東坡地表植被、土壤有機質的δ13C發現土壤δ13C隨海拔的變化與C3植物、C4植物的分布有關，指出C4植物僅生長于某一特定海拔范圍內，相比于C4植物，C3植物占據了更高海拔的生境。郭正堂等［3］在玉龍山東麓發現隨海拔的升高，C3植物逐漸取代C4植物，由于C3植物的同位素組成相對C4植物的偏負，致使碳同位素值隨海拔的升高偏負，并指出溫度和濕度是導致土壤δ13C值隨海拔更偏負的主要原因。

圖3 雅江中上游地區表土δ13C與海拔、MAT、MAP、大氣壓、生長季溫度及干燥度的關系Fig.3 Relationship between surface soil δ13C and altitude，MAT，MAP，atmospheric pressure，growing season temperature and aridity index in the upper and middle reaches of the Yarlung Zangbo River

青藏高原表土δ13C值隨海拔的變化趨勢取決于溫度、降水及大氣壓等因素間的相互競爭［10，14，19，30-33］。溫度影響植物碳同位素分餾，同時也是影響土壤微生物活性以及土壤有機質分解的重要因子，現有研究表明低溫限制土壤有機質的分解以及土壤呼吸［53］，并且隨著溫度的降低，C4植物比例減少、C3植物比例增加，其次來源于C4植物的土壤有機碳庫分解速率更快［27，54］，因此，溫度與土壤δ13C理論上應存在正相關關系。本研究也發現，表土δ13C與MAT之間呈正相關［R2=0.36，P<0.01，圖3（b）］，MAT每升高1℃，表土δ13C偏正1.4‰。這歸因于隨著海拔升高，溫度降低［圖4（a）］，植物光合作用酶的活性減弱，光合速率和CO2同化速度都減小，葉片內細胞間隙中的CO2分壓（Pi）升高，從而引起碳同位素分餾程度增強，植物的δ13C減?。?2，30，33］。另一方面，由于溫度降低導致土壤水分蒸發減弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ13C減?。?1］，同時過低的溫度也使得土壤有機質的分解受限。溫度對同位素的影響與飽和蒸氣壓虧缺和大氣濕度也有關，隨著海拔的升高，溫度和大氣壓綜合影響使得大氣濕度增加，飽和蒸氣壓虧缺減小，植物葉片氣孔導度增大，導致δ13C減?。?1，55］。另外，我們發現表土δ13C與生長季溫度顯著正相關［R2=0.58，P<0.01，圖3（e）］，生長季溫度每升高1℃，表土δ13C偏正0.85‰，這進一步表明生長季溫度可能是影響該區域表土δ13C變化的主要氣候因子。值得注意的是，對比其他研究［10，14，27，30，33］，本研究中表土δ13C隨海拔及溫度變化的斜率均較大，推測這主要是不同于其他區域地上植被受C3植物主導，該研究區域生長的C4植物比例較高，導致表土δ13C偏正，在后續利用沉積物δ13C重建古環境時可能需要避開C4植物的影響。

圖4 雅江中上游地區各采樣點海拔與MAT和MAP間的關系Fig.4 Relationship between altitude and MAT and MAP of sampling points in the upper and middle reaches of the Yarlung Zangbo River

降水被認為是影響C3和C4植物相對豐度的一個主要因素［10，21-22，30，33］。已有大量研究表明C3植物的δ13C與降水呈負相關關系［18，31，53，56-57］。這是由于當降水減少或者土壤濕度降低時，水分脅迫加重，植物為了減少水分蒸發，就會關閉氣孔，降低氣孔導度，使植物體內的CO2濃度下降，葉片內外的CO2濃度比降低，進而導致δ13C升高［12，53］。然而，本研究區表土δ13C與年降水量呈正相關性［R2=0.28，P<0.01，圖3（c）］。不同于前人以C3植物為主導的研究，這種正相關關系可能與該區域C4植物比例高有關，因為C4和C3植物不同的光合機制造成對降水的響應不一致，Rao等［10］已證實全球尺度C4植物與降水呈正相關。另一方面，李嘉竹［31］和Guo等［58］分別在貢嘎山東坡海拔2 000 m以上及西藏南北部發現植物δ13C與降水量呈顯著正相關，他們認為這是由降水量與海拔或者降水量與溫度之間的負相關所導致的一種統計學相關，并無實際意義。盡管雅江中上游地區海拔與MAT［圖4（a）］和MAP［圖4（b）］間的相關性分析表明兩兩均呈顯著負相關，但通過分析干燥度（可以更確切反映地區水分干濕狀況）對表土δ13C的影響，二者間幾乎沒有相關性［R2=0.01，P<0.01，圖3（f）］，因此，我們認為水分可能不是本研究區域表土δ13C的限制因素。

CO2分壓可以通過大氣壓乘以常數（335 μmol·mol-1）獲得，隨著海拔升高，大氣壓降低，CO2分壓也相應降低，植物可利用的CO2濃度降低。Farquhar等［12］提出了經典C3植物的碳同位素分餾模型：δ13C=δ13Ca-a-（b-a）×（Pi/Pa）（δ13Ca是大氣CO2的同位素組成；a為從大氣進入植物的CO2碳同位素分餾值（約為4.4‰）；b為羧基化同位素分餾值（27‰～30‰）；Pi是葉片細胞間隙內CO2的分壓；Pa是大氣中CO2的分壓），即大氣壓與δ13C呈負相關，并且這種負相關性已被證實［14，59］。然而，本研究發現雅江中上游地區表土δ13C值與該區域大氣壓呈顯著正相關［圖3（D）］，用分餾模型無法解釋這種相關性。Zhao等［33］在青藏高原東北部石羊河地區也發現了類似的規律，認為CO2分壓僅在統計學上與表土δ13C值相關，并不是影響該區域δ13C值變化的主要因素。盡管Morecroft等［52］通過控制實驗發現大氣壓與植物δ13C正相關，并且有學者認為大氣壓降低反而會增加植物的氣孔密度和氣體擴散能力，δ13C值降低，但目前關于大氣壓的影響依然沒有明確的定論。此外，Wang等［60］發現δ13Ca隨海拔變化的梯度僅為0.06‰?km-1，而本研究中表土δ13C隨海拔變化的梯度是5.0‰?km-1，遠大于δ13Ca的變化程度。綜合而言，CO2分壓的變化不是影響本研究區表土δ13C差異的主要原因。

4 結論

通過分析雅江中上游地區表土樣品的δ13C，主要得出以下結論：

（1）雅江中上游地區表土δ13C主要分布在-24.6‰～-15.2‰范圍之間，平均值為-20.8‰，C4/C3植物比例的變化主導了該區域表土δ13C的組成差異。

（2）雅江中上游地區表土δ13C與海拔呈顯著負相關（P<0.01），海拔每升高100 m，表土δ13C偏負0.5‰。年平均氣溫和生長季溫度與表土δ13C呈正相關（P<0.01），揭示溫度（尤其是生長季溫度）可能是影響該區域表土δ13C隨海拔變化的主要原因，而降水和CO2分壓不是主要限制因素。