雅鲁藏布江中上游地区表土碳同位素变化及其影响因素初探

王树源，范义姣，杨军怀，陈梓炫，田伟东，高福元，夏敦胜

（1.兰州大学资源环境学院西部环境教育部重点实验室，甘肃兰州 730000；
2.兰州城市学院城市环境学院，甘肃兰州 730070）

依据光合作用路径的不同，自然界的陆生植物可分为三大类：C3植物、C4植物及景天酸代谢植物（CAM型）。C3植物的δ13C值在-34‰～-20‰间变化，以-27‰附近出现的频率最高；
C4植物的δ13C值在-19‰～-9‰间变化，以-13‰附近出现的频率最高。CAM型植物的δ13C值变化范围比较宽，为-10‰～-30‰，基本上覆盖了整个C3和C4植物的区间［1-2］。土壤有机质主要来自于地上植被，记录了不同空间和时间尺度上的植物同位素分馏，因此，土壤有机碳同位素（δ13C）与植物碳同位素具有直接关系［1-3］。

植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰～2.5‰之间［4-6］。不同气候条件下土壤的δ13C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7-9］。此外，对土壤δ13C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ13C的变化特征进行古环境的定量重建［3，10-11］。国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ13C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12-19］，多数研究已证实C3植物主导下的土壤δ13C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20］，中亚地区［21-22］，中国北方［23-24］以及青藏高原东部［25］等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26-27］。与C3植物不同，Rao等［10］发现全球范围内C4植物的δ13C值与MAP显著正相关。然而，有研究认为温度是决定C3/C4相对丰度从而影响土壤δ13C的主要气候因子，并将δ13C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28］、东北地区和黄土高原［29-30］以及青藏高原东南部地区［31］。此外，海拔对δ13C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ13C的变化特征较为复杂［30-34］。多数研究表明植物或土壤δ13C随海拔上升而变重［13-14，19，34］，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35-36］。也有研究发现表土δ13C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ13C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32］、2 960 m［33］、2 050 m［37］等。

雅鲁藏布江（简称雅江）流域位于青藏高原南部，受西风和印度季风的共同作用［38］。植被垂直地带性分布和水热梯度使得该区域为研究土壤δ13C的空间变化特征和气候驱动因素提供了理想的区域。基于此，本文采集了雅江中上游地区36个表土样品，通过测定δ13C，结合现代气象观测资料，旨在阐明现代土壤δ13C随海拔和区域气候条件变化的规律，并探讨该地区表土δ13C的控制因素，明确其气候指示意义，为后续利用地层沉积物δ13C重建古植被、古气候提供基础支撑数据。

雅江位于青藏高原南部（图1），地理坐标为28°59′～30°34′N，82°32′～94°28′E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39-40］。研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500～5 100 m。其中日喀则地区年平均气温为5.5℃，年平均降水量为369.8 mm；
山南段年平均气温为7.0℃，年降水量为441.7 mm。土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，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、草本为主［41］。

图1 雅鲁藏布江中上游地区地理位置Fig.1 Geographical location in the upper and middle reaches of Yarlung Zangbo River

2.1 样品采集

通过野外考察，在雅江中上游地区共采集了36份表土样品（图1）。采样地点选择远离耕地和城镇村庄，没有受人类干扰并且自然植被稳定，植物优势种典型分布的地区。采样时去除表土最上层凋落物，采样深度为0～5 cm，利用便携式GPS记录采样点的经纬度和海拔，同时记录了采样点的优势植物种信息。年平均降水量（MAP）和年平均气温（MAT）数据来源于国家青藏高原科学数据中心的“青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）”［42］。该数据集基于国家气象信息中心基础资料专项最新整编的中国地面高密度台站（2400多个国家级气象观测站）的气温和降水日值资料，对缺测站点进行预处理之后，利用ANUSP⁃LIN软件的薄盘样条法（Thin Plate Spline）进行空间插值，最后生成空间分辨率为1 km的年值格点数据，可以更好地反映高原地区真实的温度和降水变化。生长季温度来源于https：//worldclim.org/data/index.html，干 燥 度 数 据 来 源 于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3［43］。此外，CO2分压通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1）获得，大气压根据以下公式计算［44］：

式中：P为大气压（kPa）；
z为海拔（m）；
TK为空气温度（K）。

2.2 实验方法

有机碳同位素（δ13C）实验具体方法如下：

（1）用镊子挑去土壤样品中的植物残体、沙砾等，然后在玛瑙研钵中研磨，过100目筛。取一定量研磨好的样品置于透水坩埚中，至坩埚体积的2/3处即可。室温下，将装有样品的透水坩埚放入培养皿中，加入2 mol·L-1的HCl反应6 h左右。然后将培养皿转移到80℃恒温水浴锅之中反应2～3 h，以完全去除样品中碳酸盐物质。

（2）充分反应后，用蒸馏水将样品反复清洗至pH>5，随后将样品放入低于80℃的烘箱中完全烘干。将烘干的样品重新在玛瑙研钵中研磨，直到均匀并无颗粒感，包好磨好的样品并存放在干燥箱中。样品前处理在兰州大学西部环境教育部重点实验室进行。

（3）用燃烧法收集完全燃烧后产生的CO2，采用元素分析仪-稳定同位素比率质谱仪（EA-IRMS）分析碳同位素组成。根据黄土有机质含量称取样品2～4 g，送入Flash EA 2000型元素分析仪进行在线分析。在该系统中，样品在960℃的氧化炉通氧环境下瞬间高温燃烧，后流经680℃的还原炉，释放CO2和N2气体，经色谱填充柱分离出CO2气体，由载He气将CO2气体带入MAT-253同位素比值质谱仪进行碳同位素测定。样品中有机碳同位素δ13C表示为：

式中：R样品和R标准分别表示测试样品和标准样品的13C/12C的比值。所有的碳同位素组成均采用VP⁃DB标准。样品的δ13C分析在兰州大学草地农业科技学院国家重点实验室进行。

3.1 C3和C4植物分布对表土δ13C的影响

雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ13C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰～-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1）。现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3植物与C4植物的比例变化会造成土壤δ13C的组成特征存在差异［13，18，31-34］。C3和C4植物碳同位素组成（即δ13C3和δ13C4）的平均值可以被直接用来计算C4植物比例的变化，即C4（%）=［（δ13C-δ13C3）/（δ13C4-δ13C3）］×100。黄土高原中部纯C3和C4植物对应的δ13C值分别是-24‰和-14‰［11］，川西高原纯C3和C4植物的δ13C值分别为-25‰和-12‰［25］，虽然不同研究中纯C3和C4植物δ13C值不同，但总体趋势几乎相同。通过对比已知C3和C4植物的δ13C值［2］，本研究区表土δ13C值直方图体现出较显著的C4植物贡献信号（图2），特别是在海拔3 500～4 000 m之间多个采样点的δ13C值在-15‰到-20‰之间，且C4植物比例平均值高达58.2%（表1）。同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii）、白草（Pennisetum centrasiaticumTzvel）等C4植物（表1），这与表土δ13C值表现出很好的一致性。

图2 雅江中上游表土δ13C值直方图（已知C3、C4植物资料来源于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 雅江中上游地区各采样点经纬度、海拔、表土δ13C、C4植物比例、C4、C3植物优势种、植被类型及土壤类型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

全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12℃［10］。本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12℃，却依旧存在较高的C4/C3植物比例。旺罗等［45］在青藏高原南部也发现一些C4植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达4 520 m。他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4植物的生长［46］。青藏高原年平均总辐射在3 800～8 600 MJ·m-2之间［47］。强光照为C4植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2/O2条件下进行CO2同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［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植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4植物提供了充足的水分，而且也为C4植物提供了充足的生长空间［46］。然而，随着海拔继续升高，C4植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana（Benth.）Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica（Buc’hoz）Rehder］等C3植物比例逐渐升高，表土δ13C值也逐渐偏负。已有研究证实，相对于C4植物，C3植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3，31，49］。显然，植物光合作用类型逐渐由C3植物主导，表土δ13C值偏负。

续表1

3.2 海拔对表土δ13C的影响

Morecrof和Woodward［52］认为，在全球范围内，C3植物δ13C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ13C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况。与前人研究所发现的高原表土δ13C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30，33-34，37］，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500～5 100 m范围内，表土δ13C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ13C值偏负0.5‰［R2=0.61，P<0.01，图3（a）］。一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ13C的空间变化特征及其影响因素。另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3植物占绝对优势［14，16，19，33，37］，本研究区C3与C4植物混合生长，并且在海拔3 500～4 000 m内分布着较高比例的C4植物（表1和图2）。结合C3与C4植物比例的变化，发现随海拔升高，C4植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3植物主导（表1）。李嘉竹等［31］通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ13C发现土壤δ13C随海拔的变化与C3植物、C4植物的分布有关，指出C4植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4植物，C3植物占据了更高海拔的生境。郭正堂等［3］在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3植物逐渐取代C4植物，由于C3植物的同位素组成相对C4植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ13C值随海拔更偏负的主要原因。

图3 雅江中上游地区表土δ13C与海拔、MAT、MAP、大气压、生长季温度及干燥度的关系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值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10，14，19，30-33］。温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53］，并且随着温度的降低，C4植物比例减少、C3植物比例增加，其次来源于C4植物的土壤有机碳库分解速率更快［27，54］，因此，温度与土壤δ13C理论上应存在正相关关系。本研究也发现，表土δ13C与MAT之间呈正相关［R2=0.36，P<0.01，图3（b）］，MAT每升高1℃，表土δ13C偏正1.4‰。这归因于随着海拔升高，温度降低［图4（a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2分压（Pi）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ13C减小［12，30，33］。另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ13C减小［31］，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限。温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ13C减小［31，55］。另外，我们发现表土δ13C与生长季温度显著正相关［R2=0.58，P<0.01，图3（e）］，生长季温度每升高1℃，表土δ13C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ13C变化的主要气候因子。值得注意的是，对比其他研究［10，14，27，30，33］，本研究中表土δ13C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3植物主导，该研究区域生长的C4植物比例较高，导致表土δ13C偏正，在后续利用沉积物δ13C重建古环境时可能需要避开C4植物的影响。

图4 雅江中上游地区各采样点海拔与MAT和MAP间的关系Fig.4 Relationship between altitude and MAT and MAP of sampling points in the upper and middle reaches of the Yarlung Zangbo River

降水被认为是影响C3和C4植物相对丰度的一个主要因素［10，21-22，30，33］。已有大量研究表明C3植物的δ13C与降水呈负相关关系［18，31，53，56-57］。这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2浓度下降，叶片内外的CO2浓度比降低，进而导致δ13C升高［12，53］。然而，本研究区表土δ13C与年降水量呈正相关性［R2=0.28，P<0.01，图3（c）］。不同于前人以C3植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4植物比例高有关，因为C4和C3植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10］已证实全球尺度C4植物与降水呈正相关。另一方面，李嘉竹［31］和Guo等［58］分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ13C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义。尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4（a）］和MAP［图4（b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ13C的影响，二者间几乎没有相关性［R2=0.01，P<0.01，图3（f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ13C的限制因素。

CO2分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2分压也相应降低，植物可利用的CO2浓度降低。Farquhar等［12］提出了经典C3植物的碳同位素分馏模型：δ13C=δ13Ca-a-（b-a）×（Pi/Pa）（δ13Ca是大气CO2的同位素组成；
a为从大气进入植物的CO2碳同位素分馏值（约为4.4‰）；
b为羧基化同位素分馏值（27‰～30‰）；
Pi是叶片细胞间隙内CO2的分压；
Pa是大气中CO2的分压），即大气压与δ13C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14，59］。然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ13C值与该区域大气压呈显著正相关［图3（D）］，用分馏模型无法解释这种相关性。Zhao等［33］在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2分压仅在统计学上与表土δ13C值相关，并不是影响该区域δ13C值变化的主要因素。尽管Morecroft等［52］通过控制实验发现大气压与植物δ13C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ13C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论。此外，Wang等［60］发现δ13Ca随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1，而本研究中表土δ13C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1，远大于δ13Ca的变化程度。综合而言，CO2分压的变化不是影响本研究区表土δ13C差异的主要原因。

通过分析雅江中上游地区表土样品的δ13C，主要得出以下结论：

（1）雅江中上游地区表土δ13C主要分布在-24.6‰～-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰，C4/C3植物比例的变化主导了该区域表土δ13C的组成差异。

（2）雅江中上游地区表土δ13C与海拔呈显著负相关（P<0.01），海拔每升高100 m，表土δ13C偏负0.5‰。年平均气温和生长季温度与表土δ13C呈正相关（P<0.01），揭示温度（尤其是生长季温度）可能是影响该区域表土δ13C随海拔变化的主要原因，而降水和CO2分压不是主要限制因素。

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