碳循环是地球上最主要的物质循环。目前对“剩余陆地碳汇”（Residual Terrestrial Sink）还存在诸多争议^[1]，尤其是最复杂、最具不确定性的陆地生态系统碳循环机制认识尚不完全清楚^[2]。大多数针对陆地生态系统土壤碳循环的研究主要集中在土壤表层（ < 30cm）^[3]。由于与大气碳库的交换不够密切且难以观测，针对深层土壤碳库的研究较少。近年来，相关研究表明，深层土壤碳库与土壤表层碳库有着较为密切的联系^[3~9]。

我国北方黄土高原面积达64×10⁴km²，典型黄土覆盖区的黄土厚度可达200m以上，与南方喀斯特地区的碳酸盐岩一样，同属巨大的碳库^[10]。尽管黄土深层（>1m）土壤碳库的各种指标（如无机碳、有机碳含量或其同位素）被广泛应用于黄土古气候和古环境重建当中^[11~24]，积累了大量的基础数据，但我们对黄土的现代过程仍然不是十分清楚，如黄土-古土壤序列堆积以来，水（循环）、微生物等应力对黄土中各碳库及其他物质迁移转化的控制与改造作用如何等，这些问题很大程度上增加了黄土古气候定量研究的不确定性，急需进行系统深入的研究^[25]。此外，研究深层黄土碳库的特征及其迁移转化过程对于土壤碳源（汇）的评估及相关减排措施的制定具有重要的意义。土壤CO₂是水-土-气-生相互作用下碳循环的重要纽带，是碳酸盐矿物化学风化（岩溶作用）的驱动因子^{[10, 26~37]}，也是有机碳经微生物降解后的产物^[38]。因此深入理解黄土碳库的迁移转化过程、固碳机制与潜力，黄土包气带土壤CO₂是土壤深层碳循环研究中不可缺少的研究命题。

目前针对深层黄土CO₂的观测研究仅有Liu等^[39]利用钻杆研究了山西蒲县、偏关、兴县、离石和稷山等黄土剖面的土壤CO₂含量及其同位素组成特征。其中，山西蒲县黄土剖面L₁~S₇土壤CO₂含量在1312. 9~5945.5μmol/mol之间，古土壤中的浓度有大于相邻两个黄土层中的浓度的趋势，从上到下整体上没有太大的规律性。δ¹³C-CO₂值范围大多在-11.14 ‰ ~-15.48 ‰ (PDB)之间。因此，Liu等^[39]认为黄土中的CO₂可能主要来源于稳定型有机质的微生物氧化分解，并根据CO₂的δ¹³C值(-11.14 ‰ ~-15.48 ‰)得到碳酸盐沉淀释放对黄土CO₂也有所贡献。为了进一步了解黄土包气带中CO₂浓度变化特征及其内在的影响因素，笔者在甘肃省灵台县独店镇秋射村天然露头剖面开展了长期观测。在不同黄土、古土壤层位进行钻孔(水平钻进1.8m)，并装设了土壤气体监测与采集装置，用于观测黄土塬区包气带(指黄土塬区地面以下潜水面以上的地带)CO₂的变化特征。旨在：1)研究黄土深层碳循环机制，为黄土碳汇潜力评估提供科学依据；2)进一步认识黄土地层物质现代循环过程，为黄土古气候定量重建提供理论支撑。

本文研究的黄土剖面位于甘肃省平凉市灵台县独店镇秋射村(35°10′08.13″N，107°41′08.79″E；图 1)，与陕西省长武县毗邻，距甘陕交界处仅5km。研究区为宽1.1~1.5km不等的长条形黄土残塬地貌，塬面比较完整、平坦，其海拔高度大约1240m。研究区属暖温带半湿润大陆性季风气候，年均气温9.2℃，平均降雨量605.5mm，主要集中在7月、8月和9月这3个月份，多年平均蒸发量为1415~1492mm。研究区残塬中心部位，地下水埋深56~60m，含水层厚度25m，最大涌水量为199m³/天^[40]；在塬区周边，由于沟谷对地下水的疏干作用，地下水埋深则在80m以上，含水层厚度也相应变薄。残塬四周沟内黄土剖面底部均有常年性泉水出露，流量约为0.45L/s^[40]。本研究区的黄土泉沿黄土沟流动，汇入黑河，后汇入泾河，泾河为渭河支流。

图 1(Fig. 1)

图 1 研究区地理位置图(黑色方块为采样点) Fig. 1 The location map of study area(black square is sampling site)

研究区堆积了一套典型的黄土-古土壤地层，本研究所观测的秋射剖面从表层的黑垆土(S₀)到黄土L₁₅，各黄土-古土壤层均出露于黄土沟壑中，总深度约为90m。全剖面土质较为疏松，通透性良好，有利于水分入渗和植物根系生长。研究区土地利用主要分为5类：农用地、林地、果园、草地以及难利用土地。其中一年生作物小麦、玉米根系均可伸长到2m以下，苜蓿可伸长到8m，深层分布的根系使深厚土体变成植物生长的良好的水分、养分库。

用PPR管加工土壤气体集气装置(进气仓L=80cm，ϕ=45mm；导气管L=1.0m，ϕ=1cm)。进气仓用模具制作相同密度的进气孔(ϕ=6mm)，并用纱窗缠绕4层以避免进气孔进土而堵塞。根据黄土-古土壤序列的厚度特征，按照每层布设一个监测装置，其中厚度较大层位增大布设密度，如L₅、S₅、L₉等。利用手持式强力岩石电钻于2013年11月初在秋射黄土剖面预设好的位置水平打孔(孔径：45mm；孔深：1.8m)，将事先加工好的PPR土壤气体采集管埋置在孔内，管口用橡皮塞封堵。测试时，连接美国生产的ATX620气体红外监测仪进行测试土壤CO₂浓度([CO₂])，精度为10μmol/ mol。本次研究的CO₂浓度监测时间为2015年2月25日上午的9：00~11：00时。

(1) 土壤样品采集与测试

在2013年11月进行钻孔过程中，在剖面的不同层位和深度(表 1)采集水平孔内80~160cm的混合土壤样品共33个(QS1~QS33)，用密封袋密封迅速带回实验室进行相关测试。土壤含水量用烘干法测量；用灭菌的不锈钢铲采集水平孔底部(160cm)的土壤样品，装入高温灭菌的铝盒，并放入便携式冷藏箱带回实验室用标准的平板菌落计数法测试细菌总数。

表 1(Table 1)

表 1 不同黄土-古土壤序列中土壤CO2浓度及其碳同位素、土壤含水量和细菌总数 Table 1 CO2 concentration and its δ13C, soil water content, and total bacterial count in different loess and paleosol 监测 孔号 层 位 深度 /m CO2浓度 /μmol·mol-1 δ13C-CO2 /‰ 土壤含水量 /% 细菌总数 /×104CFUg-1 QS1 S0 1.0 1730 -20.50 11.78 20.5 QS2 S0 1.4 1790 -20.62 13.61 3.3 QS3 S0 1.8 1810 -20.93 15.63 7.5 QS4 S1 11.5 680 -16.56 11.32 123 QS5 L2 13.3 750 -21.31 6.62 86 QS6 S2 16.0 1150 -20.45 9.94 11.1 QS7 S2 17.7 2690 -20.86 12.16 10.1 QS8 S2 18.2 1540 -20.48 11.67 392 QS9 S2 20.2 2690 -20.20 11.06 48.4 QS10 L3 23.6 1090 -19.18 6.42 33 QS11 L3 25.1 830 -19.05 6.66 56 QS12 S3 26.5 720 -18.18 10.77 57.5 QS13 L4 30.9 1170 -17.47 9.16 35.1 QS14 S4 32.1 550 -15.89 14.49 366 QS15 S4 33.9 1220 -18.38 16.77 1450 QS16 L5 35.3 2430 -18.26 9.77 348.2 QS17 L5 36.7 2300 -19.66 10.76 21 QS18 S5 39.6 2610 -21.31 15.82 43.1 QS19 S5 41.7 2280 -20.74 14.73 716 QS20 L6 44.6 1870 -18.77 11.77 37 QS21 L6 45.7 1920 -20.50 13.61 12.1 QS22 L6 47.0 1960 -20.03 14.82 63 QS23 S6 48.4 1820 — 20.61 4 QS24 S8 57.2 1400 -19.59 18.82 62 QS25 L9 60.0 1100 -17.53 18.95 31 QS26 L9 61.7 1040 -18.97 22.81 43 QS27 L9 63.4 3180 -20.10 25.82 35 QS28 L9 65.3 1780 -20.22 23.77 32 QS29 S9 67.7 1560 -20.41 20.71 50 QS30 L10 70.8 1090 -18.70 18.76 10.1 QS31 L12 75.7 680 -15.37 19.08 0.1 QS32 L13 79.4 1310 -17.13 21.72 1.3 QS33 S14 83.6 4180 -18.62 31.63 111.5

表 1 不同黄土-古土壤序列中土壤CO2浓度及其碳同位素、土壤含水量和细菌总数 Table 1 CO2 concentration and its δ13C, soil water content, and total bacterial count in different loess and paleosol

(2) 土壤CO₂的δ¹³C

本研究于2015年2月25日将Tedlar气体采样袋抽真空后连接土壤中埋置的集气装置，抽取土壤气体后带回实验室进行液氮纯化，在中国科学院地球环境研究所的同位素质谱仪MAT251上进行CO₂的δ¹³C的测定，结果表示为相对于PDB标准的千分偏差，分析误差优于± 0.2 ‰。δ¹³C值通过下式计算得到：

不同黄土(L)-古土壤(S)序列中土壤CO₂浓度及其碳同位素、土壤含水量和细菌总数的结果如表 1和图 2所示。不同层位的CO₂浓度有所差异，从550μmol/mol到4180μmol/mol不等(平均1664μmol/mol)，包气带和饱水带界面附近的S₁₄层位(QS33孔)的CO₂浓度最高，达到了4180μmol/ mol。垂向上表现出了一定的波动。但从上到下，土壤CO₂浓度的大小没有明显的规律性(图 2)，也未观测到古土壤层位CO₂大于相邻黄土层位CO₂的趋势，这与Liu等^[39]对山西蒲县黄土剖面的观测结果相类似。土壤CO₂的δ¹³C主要集中在-21.31 ‰ ~-15.37 ‰，平均-19.25 ‰ (表 1)。在垂向上呈现较大的波动性，但未发现与黄土古土壤层位有明显的对应关系(图 2)。与Liu等^[39]在山西蒲县的δ¹³C-CO₂结果(-15.48 ‰ ~-11.14 ‰)相比，本次观测结果明显偏负。

图 2(Fig. 2)

图 2 土壤CO2浓度及其碳同位素、土壤含水量和细菌总数的垂向变化趋势 条带柱表示黄土-古土壤序列：白色为黄土，灰色为古土壤；磁化率数据来源于文献[41] Fig. 2 The vertical characteristics of CO2 concentration, δ13C-CO2, soil water content and total bacterial count in loess. Striped column: loess-paleosol sequences(white: loess; gray: paleosol), and the data of magnetic susceptibility is from reference [41]

土壤含水量在6.62 % ~31.63 %之间，整体上呈现出从上到下含水量增加的趋势。S₁₄层位的含水量最高，达31.63 %，是由于其接近泉水排泄口，故推测其位于包气带与饱水带的交界带。其次，L₉层位的4个观测层位的土壤含水量较其他层位偏高，主要因为L₉的黄土颗粒较粗，孔隙度较大，是黄土塬区较为重要的浅层含水层位之一^[40]。

土壤细菌总数变幅较大，从1000CFU/g到1450×10⁴CFU/g不等；S₄、S₅和L₅等层位的细菌总数较高，其中S₄高达1450×10⁴CFU/g。

由图 2可知，古土壤S₁、S₃、S₄、S₁₂等层位的土壤CO₂含量较低，S₂、S₅、S₁₄等层位的土壤CO₂含量较高；黄土层L₉出现土壤CO₂次高值(3180μmol/mol)，其他层位的含量都较低，黄土包气带CO₂在垂向上总体呈现了无规律性的波动(图 2)。而其他地区包气带土壤CO₂浓度却存在一定规律：1)随深度递增：美国地质调查局阿马戈萨沙漠研究站的包气带(厚达110m)土壤CO₂浓度随深度的增加而增加^[42]，其他很多研究成果也观察到了这种变化规律^{[8, 42~49]}。2)双向梯度：Johnson等^[50]于2008年发现巴西茹鲁埃纳山地森林生态系统酸性土壤(pH < 4.5)剖面8m以上的土壤CO₂含量高达10000~90000μmol/mol。其中，0.5~3m的含量最高达80000~90000μmol/mol，5~8m含量也达到50000~60000μmol/mol。我国岩溶区的土壤CO₂观测结果表明土壤CO₂在垂向上呈现双向梯度，上部小，中部大，下部由于岩溶作用的吸收再次变小^[27]。3)随深度递减：Hendry等^[51]研究表明包气带(约5.7m)土壤CO₂在夏季随深度增加而减小，冬季相反。黄土包气带土壤CO₂浓度的垂向变化规律有其特殊性，其特殊性首先取决于其成因。一般情况下，表层土壤(植被影响层以上)CO₂通常源自于土壤微生物呼吸作用、根际呼吸作用、土壤动物呼吸作用及含碳矿物质的化学氧化作用^{[52, 53]}，而这些作用常受土壤温度、湿度、pH、微生物和根系等因素的影响^[38]。但包气带土壤CO₂可能的成因主要有微生物成因^{[8, 42, 44, 46~49]}、化学成因(碳酸盐矿物的沉淀释放)^{[42, 54~57]}、深部地层的深穿透成因^{[58, 59]}等。

表 1中的土壤细菌总数结果说明，土壤样品中含有大量的微生物，无论其是自养微生物还是异养微生物，都会影响土壤碳。因此，微生物活动可能是土壤CO₂的一个重要控制因素。另外，本次研究S₁₄层的CO₂浓度高达4180μmol/mol，而该处正处于泉水上方，布设集气管钻孔时内部土壤呈泥泞状，土壤含水量达31.63 %。L₉层位的4个观测点的土壤含水量较高，其对应的土壤CO₂也相对偏高，说明其与土壤水/地下水也有关。从上述两方面看，黄土包气带CO₂极为可能为两种来源：1)微生物分解土壤有机碳；2)碳酸盐矿物-CO₂-H₂O化学平衡体系中碳酸盐沉淀的脱气作用。

(1) 端元的确定

δ¹³C-CO₂与1/[CO₂]的线性关系图(图 3)表明δ¹³C-CO₂与1/[CO₂]呈正相关关系(y =2.9929x-21.4180；r=0.7411)。截距-21.4 ‰正好对应研究区的黄土有机碳的δ¹³C值(研究区毗邻区西峰剖面的δ¹³C_org=-23.8 ‰ ~-20.2 ‰)^[60]，代表有机碳的同位素端元。

图 3(Fig. 3)

图 3 δ13C-CO2的特征及其与土壤CO2浓度的关系 1/[CO2]为CO2浓度的倒数；δ13Ccarb是研究区地下水δ13CDIC的平均值，约取-9 ‰ [61]；δ13Corg端元参考研究区毗邻地区西峰剖面的有机碳，约取-21.4 ‰ [60] Fig. 3 relationship between CO2 concentration and its δ13C-CO2: 1/[CO2]=the inverse CO2 concentration; δ13Ccarb end member is the average δ13CDIC in groundwater(approximately -9 ‰)[61]; δ13Corg end member(the δ13C of organic carbon)is determined by δ13Corg in Xifeng loess section where is nearby from this study area(approximately -21.4 ‰)[60]

研究区地下水中δ¹³C_DIC为-9.19 ‰ ~-8.90 ‰之间^[61]，因此碳酸盐沉淀脱气端元约取-9 ‰。

(2) 贡献百分比计算

由图 3可知，灵台秋射剖面土壤CO₂主要来源于土壤有机碳的微生物降解，但同时也受碳酸盐风化/沉积过程的影响。图 3中的数据点越靠近δ¹³C_org端元，表明微生物成因的CO₂越多；越靠近δ¹³C_carb端元则表明受地下水中碳酸盐风化/沉淀过程的影响越大。根据δ¹³C-CO₂组成的两端元混合法估算的微生物分解有机碳与碳酸盐沉积对土壤CO₂的贡献百分比如表 2所示。结果表明，微生物降解有机碳对土壤CO₂的贡献比例为40 % ~78 %，平均65 %，碳酸盐风化沉积过程对土壤CO₂的贡献比例为22 % ~60 %，平均35 %。从垂向上看，有机碳的贡献递减，碳酸盐沉淀脱气作用的贡献递增。此外，随着深度的增加，土壤CO₂与土壤含水量的变化基本趋于同步。这进一步说明越接近地下水，土壤的CO₂与地下水的关系越密切。

表 2(Table 2)

表 2 不同黄土-古土壤序列中有机碳与碳酸盐沉淀过程对黄土CO2的贡献比例* Table 2 The contribution ratio of organic carbon and carbonate precipitation to loess CO2 according to two end member mixing model in different loess and paleosol 监测 孔号 层位 深度 /m CO2浓度 /μmol·mol-1 有机碳贡献 比例/% 碳酸盐沉积的 贡献比例/% QS1 S0 1.0 1730 73 27 QS2 S0 1.4 1790 74 26 QS3 S0 1.8 1810 76 24 QS4 S1 11.5 680 48 52 QS5 L2 13.3 750 78 22 QS6 S2 16.0 1150 72 28 QS7 S2 17.7 2690 75 25 QS8 S2 18.2 1540 73 27 QS9 S2 20.2 2690 71 29 QS10 L3 23.6 1090 64 36 QS11 L3 25.1 830 64 36 QS 12 S3 26.5 720 58 42 QS13 L4 30.9 1170 54 46 QS14 S4 32.1 550 44 56 QS15 S4 33.9 1220 59 41 QS16 L5 35.3 2430 59 41 QS17 L5 36.7 2300 67 33 QS18 S5 39.6 2610 78 22 QS19 S5 41.7 2280 74 26 QS20 L6 44.6 1870 62 38 QS21 L6 45.7 1920 73 27 QS22 L6 47.0 1960 70 30 QS23 S6 48.4 1820 Nd Nd QS24 S8 57.2 1400 67 33 QS25 L9 60.0 1100 54 46 QS26 L9 61.7 1040 63 37 QS27 L9 63.4 3180 70 30 QS28 L9 65.3 1780 71 29 QS29 S9 67.7 1560 72 28 QS30 L10 70.8 1090 61 39 QS31 L12 75.7 680 40 60 QS32 L13 79.4 1310 51 49 QS33 S14 83.6 4180 63 37

表 2 不同黄土-古土壤序列中有机碳与碳酸盐沉淀过程对黄土CO2的贡献比例* Table 2 The contribution ratio of organic carbon and carbonate precipitation to loess CO2 according to two end member mixing model in different loess and paleosol

不同地区包气带土壤CO₂的观测结果也说明包气带土壤CO₂主要与微生物降解有机碳以及地下水碳酸盐沉淀脱气有关^{[42, 43, 49, 62~64]}。美国地质调查局多名学者通过阿马戈萨沙漠研究站包气带(厚达110m)土壤CO₂及其δ¹³C研究表明该包气带上部的土壤CO₂的成因可能主要以微生物为主，深层(尤其是地下水面附近)土壤CO₂可能与碳酸盐沉淀释放有关^[42]。Wood和Petraitis^[48]通过δ¹³C-CO₂以及包气带的O₂浓度研究认为包气带(约36m)底部CO₂浓度较大的原因是微生物降解了土壤水在入渗过程中携带的DOC所致。

土壤CO₂与细菌总数的线性关系不明显(r < 0.01)，表明黄土CO₂与细菌总数无关，不取决于微生物的多寡，深层土壤有机碳是否容易被微生物分解生成CO₂主要受限于新碳源的输入^[9]。此外，我们利用宏基因组学的技术手段对黄土地下水(泉水)中微生物种群结构进行了测定，发现研究区地下水中的微生物种群极其丰富，其优势种群属于化能自养微生物，通过参加Calvin循环(Calvin于化能自养微生物Bassham)吸收CO₂来满足自己所需的碳源(未发表数据)。由此可见，细菌总数的大小能否决定土壤CO₂浓度主要取决与微生物种群结构及其活动特征以及可利用碳源的多寡。

尽管有研究表明，土壤CO₂气体动力学机制(主要是对流与扩散)也是土壤CO₂浓度的剖面分布的影响因素之一^[65]。Johnson等^[50]的研究也表明，在土壤水溶解下渗作用下，向下迁移的土壤CO₂占呼吸作用(向上)的一半。但是黄土地层中发育的几十层古土壤层通常被认为是黄土地下水的隔水底板，致使地下水的垂向下渗速率极慢，不足以携带土壤CO₂大范围的向下迁移。图 2中的土壤CO₂浓度在垂向上未呈现单向递增，而是无规律的波动就是其证据之一。

黄土包气带土壤CO₂主要来源于微生物对土壤有机碳的降解以及地下水碳酸盐矿物沉淀的脱气作用，这说明黄土深层土壤碳库在微生物活动和水循环两个应力的影响下发生着永不停歇的迁移转化，至少通过以下两种模式与大气碳库进行着碳交换(图 4)：1)水循环驱动下(降雨-入渗补给-排泄)碳周转。雨水、地下水水化学研究表明在水循环驱动下黄土碳库以DIC、DOC、POC和PIC等形式持续进行碳迁移^[61]。2)黄土塬边近百米深几乎垂直的千沟万壑成为黄土深层碳库向大气碳库进行侧向碳迁移重要通道之一。

图 4(Fig. 4)

图 4 黄土深层碳库与大气碳库的两种碳交换模式 (1)水循环驱动下(降雨-入渗补给-排泄)碳周转(黑色虚线表示)；(2)CO2的侧向排泄(灰色箭头表示) DIC——溶解无机碳(dissolved inorganic carbon)；PIC——颗粒无机碳(particulate inorganic carbon)；POC——颗粒有机碳(particulate organic carbon)；DOC——溶解有机碳(dissolved organic carbon) Fig. 4 carbon flux modes between carbon stock in depth loess and atmospheric carbon stock. (1)Carbon flux driven by water cycle: precipitation-recharge-discharge(black dashed); (2)Lateral flux of CO2(gray arrow)

黄土古气候定量重建已成为当前该领域重点攻关的科学问题之一，但用于古气候定量重建的代用指标(如黄土有机碳及其同位素等指标)隐含的假设条件是在黄土堆积后不经过后期改造，或者其变化过程已知。任何指标在后期发生未知的细微变化都会引起古气候定量重建结果的失真。本次研究表明黄土中尤其是黄土露头剖面的碳库自黄土堆积至今一直在发生变化，目前我们对黄土堆积以来所经历的水、微生物等应力的改造过程仍然不十分掌握，这严重降低了黄土古气候重建成果的可信度。因此，亟待对黄土的现代环境过程开展系统研究，方能全面提升我国古环境定量化研究的能力。

(1) 黄土剖面中土壤CO₂浓度明显大于空气中的浓度，不同黄土-古土壤层位的浓度有所差异，但没有明显的规律性。包气带-饱水带界面附近S₁₄层位的CO₂浓度最高，达到了4180μmol/mol。土壤细菌总数变幅较大，从1000CFU/g到1450×10⁴CFU/g不等；S₄、S₅和L₅等层位的细菌总数较高，其中S₄高达1450×10⁴CFU/g。

(2) 土壤CO₂的δ¹³C主要集中在-21.31 ‰ ~ -15.37 ‰之间，与1/[CO₂]成正线性关系(r=0.7411)。表明灵台秋射剖面黄土CO₂主要来源除微生物分解土壤有机碳外，也与碳酸盐矿物-H₂O-CO₂化学平衡体系中碳酸盐沉淀的脱气作用有关。

(3) 通过两端元混合法估算微生物降解有机碳对土壤CO₂的贡献比例为40 % ~78 %，平均65 %，碳酸盐矿物沉积脱气过程对土壤CO₂的贡献比例为22 % ~60 %，平均35 %。有机碳的贡献随深度递减，碳酸盐矿物沉积过程的贡献随深度递增。

(4) 黄土深层碳库内部碳库之间发生着碳的转化迁移，与大气碳库之间也存在着密切的碳迁移。

(5) 后续的研究中将会加深对黄土中物质及能量的现代迁移转化过程的研究：1)拟在塬面中心建立黄土包气带-饱水带生物地球化学观测孔，通过安装相关的原位观测及采样装置，旨在观测黄土堆积地层内部各物质与能量在水、土、气、生各介质中(及各介质之间)的迁移过程与机理；2)根据其现代过程反演黄土自堆积以来的变化过程，为古气候的定量研究提供更加详实可靠的理论依据。

致谢 感谢同行评审专家和编辑部老师提出宝贵的修改意见!