Лесоразведение vs естественное восстановление: что лучше для почвенного углерода?

Оценка содержания органического и неорганического углерода в почве при лесоразведении и естественном восстановлении растительности с использованием измерений стабильных изотопов углерода (δ13C)

На Лессовом плато обширные сельскохозяйственные угодья подверглись сильной деградации земель и эрозии почв. Лесоразведение и естественное восстановление растительности были двумя основными методами экологического восстановления на деградированных пахотных землях за последние несколько десятилетий. Предыдущие исследования в основном изучали влияние этих двух методов на содержание органического углерода в почве (SOC). Однако лишь немногие работы были сосредоточены на влиянии этих методов на содержание неорганического углерода в почве (SIC), который является основным компонентом местного почвенного углеродного пула. На Лессовом плато мы измерили запасы SOC и SIC, а также значения стабильного изотопа углерода для SOC и SIC (δ13C-SOC и δ13C-SIC) в слое 0–100 см на территории искусственного лесного насаждения (робиния лжеакация, 27 лет) и на соседнем заброшенном поле (мятлик однолетний и бородач кровоостанавливающий, 27 лет). Результаты показали, что запасы SOC и SIC в слое 0–100 см в лесных насаждениях были на 23,43 Мг·га−1 и 16,89 Мг·га−1 выше, чем на заброшенном поле, соответственно. Значение δ13C-SOC в поверхностном слое почвы было достоверно (p < 0,05) ниже, чем в подпочвенном слое на обоих участках. Значение δ13C-SIC в лесных насаждениях было достоверно (p < 0,05) ниже, чем на заброшенном поле. Результаты показали, что лесоразведение является более подходящим методом для сохранения углерода в почве по сравнению с естественным восстановлением растительности на деградированных пахотных землях Лессового плато. Лесные насаждения привели к образованию большего количества педогенного (почвенного) неорганического углерода по сравнению с заброшенными землями, что обусловило разницу в запасах SIC между двумя участками. Наши выводы подчеркивают важность SIC, и, возможно, SIC играет более важную роль, чем SOC, в секвестрации (связывании) почвенного углерода после восстановления растительности на Лессовом плато.

Почва является крупнейшим резервуаром углерода в мире и примерно в два раза превышает совокупный объем углерода в атмосфере и биомассе [1,2]. Незначительное изменение в почвенном пуле углерода может повлиять на глобальную температуру, ускоряя или смягчая рост концентрации CO₂ в атмосфере [3,4,5]. Поэтому почвенный углерод привлекает широкое внимание [6,7,8], и на него значительное влияние оказывают изменения в землепользовании и растительном покрове (LUCC) [9,10,11].

Как правило, почвенный пул углерода состоит из пула органического углерода (SOC) и пула неорганического углерода (SIC). Большинство исследований, связанных с динамикой почвенного углерода, были посвящены SOC, что может быть связано с его чувствительной реакцией на LUCC и важной ролью в оценке почвенного углеродного бюджета и плодородия почв [12,13,14]. По сравнению с SOC, которому уделяется много внимания, SIC изучался меньше. Однако важность SIC в формировании локального углеродного бюджета после LUCC не может быть ниже, чем у SOC [15,16]. SIC является основным компонентом почвенного углерода в засушливых регионах [17,18,19] и подразделяется на литогенный неорганический углерод (LIC) и педогенный неорганический углерод (PIC). LIC происходит из почвообразующей породы, тогда как PIC образуется в результате повторного осаждения растворенного карбоната. Обычно значение стабильного изотопа углерода для LIC близко к нулю, в то время как для PIC оно значительно ниже нуля из-за влияния почвенного CO₂ [20,21,22]. Значение δ¹³C-SIC может быть использовано для анализа внутреннего механизма растворения, секвестрации и трансформации SIC после LUCC [21,23,24,25]. В то же время, значение δ¹³C-SOC более чувствительно, чем его содержание, для изучения механизмов динамики SOC [26,27,28,29,30]. Таким образом, стабильные изотопы углерода необходимы для подтверждения изменений почвенного углерода.

Китайское Лессовое плато (CLP) в основном расположено в полузасушливых районах на западе Китая. Для удовлетворения потребностей быстро растущего населения большинство пахотных земель, включая склоны, интенсивно использовалось для земледелия. После длительной культивации некоторые пахотные земли стали страдать от низкой урожайности, что привело к сильной деградации земель и эрозии почв [31]. За последние несколько десятилетий на CLP было реализовано множество экологических проектов, включая программу «зерно за зелень», для борьбы с эрозией почв [32]. На сегодняшний день, восстановление растительности после забрасывания деградированных пахотных земель изменило землепользование, повысило растительный покров, контролировало эрозию почв, восстановило экологическую среду и повлияло на запасы углерода [33,34,35]. Динамика SOC изучалась [12,35], но изменения δ¹³C-SOC после восстановления растительности на CLP остаются неясными, что важно для анализа причин изменения SOC.

Кроме того, влияние восстановления растительности на SIC остается неопределенным, хотя содержание SIC на CLP может быть очень высоким [18,36]. Например, He et al. (2016) и Zhao et al. (2016) сообщили, что запасы SIC значительно увеличились после преобразования деградированных пахотных земель в пастбища [31,37]. Однако Liu et al. (2014) и Wang et al. (2016) обнаружили, что содержание SIC постепенно снижалось после восстановления растительности на CLP [38,39]. В то же время, Chang et al. (2012) и Han et al. (2018) указали, что лесоразведение на пахотных землях лишь незначительно изменяло содержание SIC по профилю и не влияло на общее количество SIC [40,41]. Эти результаты показали, что детальные изменения SIC после восстановления растительности в этом регионе должны быть further изучены. Кроме того, меньше исследований было посвящено изменению δ¹³C-SIC, что приводит к неполному пониманию механизма динамики SIC после восстановления растительности на CLP.

Лесоразведение и естественное восстановление растительности, как два наиболее важных метода экологического восстановления деградированных пахотных земель, реализуются на CLP на протяжении десятилетий. Однако few studies сравнивали эффекты этих двух методов на SOC и SIC. Более того, few studies использовали δ¹³C-SOC и δ¹³C-SIC для изучения механизмов изменения углерода. Поэтому на CLP мы измерили содержание и запасы SOC и SIC, а также значения стабильных изотопов углерода SOC и SIC (δ¹³C-SOC и δ¹³C-SIC) в слое 0–100 см на двух восстановленных участках деградированных пахотных земель, включая искусственное лесное насаждение из робинии лжеакации (Robinia pseudoacacia Linn.) возрастом 27 лет и соседнюю заброшенную пашню с естественным восстановлением растительности возрастом 27 лет. Цели данного исследования состояли в том, чтобы: (1) сравнить разницу в запасах SOC и SIC между лесоразведением и естественным восстановлением растительности на CLP и (2) проанализировать внутренний механизм различий в почвенном углероде на основе информации о δ¹³C-SOC и δ¹³C-SIC.

2.1. Район исследований

Район исследований располагался на лесной ферме Хуаипин (34°50′ с.ш., 108°05′ в.д.) на CLP, в уезде Юншоу провинции Шэньси, Китай. Для региона характерен типичный умеренно-континентальный климат со среднегодовым количеством осадков 605 мм и средней годовой температурой 10,8 °C, которые в основном приходятся на период с июля по сентябрь каждого года. Среднегодовой безморозный период длится 210 дней. Рельеф представляет собой холмистый лессовый ландшафт с высотами от 1123 до 1464 м над уровнем моря. С 1970-х годов в этом регионе проводилось лесоразведение. Лесоразведение с использованием робинии лжеакации (Robinia pseudoacacia Linn.), сосны китайской (Pinus tabuliformis Carr.) и туи восточной (Platycladus orientalis (Linn.) Franco) значительно способствовало восстановлению экологической среды. Лесистость достигла 42,7%.

2.2. Выбор и описание участков

В районе исследований мы выбрали лесной участок с робинией и соседнюю заброшенную пашню. Топографические условия лесного участка и заброшенной пашни схожи. Оба участка имеют высоту 1327 м, уклон 15° и экспозицию 315°. Почва на участке исследований классифицируется как Calcaric Cambisols (Всемирная справочная база почвенных ресурсов 2014). До 1995 года выбранные лесной участок и заброшенная пашня изначально были деградированными пахотными землями, страдавшими от серьезной водной эрозии. Поскольку текущий лесной участок граничит с текущей заброшенной пашней, физико-химические свойства почвы для двух исходных деградированных пахотных земель были в значительной степени однородными. С 1995 года на деградированных пахотных землях одновременно проводились естественное восстановление растительности и лесоразведение. На деградированной пашне робиния лжеакация была высажена напрямую саженцами. После естественного восстановления растительности и лесоразведения на заброшенной пашне и лесном участке практически не велась человеческая деятельность, и на землю не вносились удобрения и не проводилось орошение. Лесной участок и заброшенная пашня восстанавливались в течение 27 лет на момент сбора почвенных образцов. Основными видами трав на заброшенной пашне были мятлик однолетний (Poa annua), бородач кровоостанавливающий (Bothriochloa ischaemum) и лапчатка китайская (Potentilla chinensis) (проективное покрытие 85%). На лесном участке доминирующим видом подлеска была хмель сканирующий (Humulus scandens). Растительный покров для лесного участка и заброшенной пашни составлял 81% и 35% соответственно.

2.3. Отбор почвенных образцов

В пределах каждого выбранного участка были выбраны три пробные площади, и на каждой пробной площади случайным образом были заложены три субплощадки размером 10 м × 10 м для сбора почвенных образцов (Рисунок 1). На каждой субплощадке обоих участков почвенные образцы отбирались с интервалом 20 см от 0 до 100 см. После удаления поверхностного подстила пять почвенных образцов были отобраны с помощью почвенного бура (диаметром 6 см) по S-образной кривой. В пределах каждой субплощадки образцы из одного и того же слоя смешивались для получения усредненного объединенного образца. Объединенные образцы хранились в темном месте и высушивались на воздухе при 25 °C. Корни из почвы удалялись. Высушенные образцы полностью измельчались в агатовой ступке и просеивались через сито с размером ячеи 0,15 мм для анализа почвенного углерода и значения δ¹³C. Дополнительно на каждой пробной площади были заложены три почвенных профиля (глубиной 0–100 см) для измерения объемной массы почвы, которая определялась с помощью металлического цилиндра (объемом 100 см³) и рассчитывалась по сухому весу на единицу объема.

Рисунок 1. Распределение пробных площадей в районе исследований.

2.4. Анализ почвенных образцов

Общий углерод почвы (TSC) анализировали на элементном анализаторе (EA) (Flash EA 1112, Thermo Fisher Scientific, Inc., Уолтем, Массачусетс, США). Концентрацию SOC определяли с помощью метода окисления K₂Cr₂O₇-H₂SO₄ [42]. SIC рассчитывали как разницу между TSC и SOC.

Подробные методы измерения δ¹³C-SOC и δ¹³C-SIC были взяты из Gao et al. (2017) и Liu et al. (2022) [24,34]. При измерении δ¹³C-SOC 10 г высушенной почвы тонко измельчали, просеивали через сито с размером ячеи 0,1 мм и выдерживали в 2 М HCl в течение 24 часов для удаления SIC. Подкисленную почву repeatedly промывали дистиллированной водой до тех пор, пока pH почвы не превышал 6, и continuously сушили при 35 °C в течение 8 часов. После высушивания образцов почвы approximately 30 мг почвы из каждого высушенного образца помещали в оловянную капсулу и измеряли с помощью EA и масс-спектрометра с изотопным отношением (IRMS) (Finnigan MAT Delta plus XP, Thermo Fisher Scientific, Inc.). Почву в оловянной капсуле сжигали при 1030 °C в течение 7 мин в EA, чтобы обеспечить превращение всего SOC в CO₂. После ионизации образовавшегося CO₂ его вводили в IRMS для определения значения δ¹³C. При измерении δ¹³C-SOC в качестве рабочих стандартов использовали белок и NBS-19.

При измерении δ¹³C-SIC для каждого образца почвы 5 г почвы измельчали и просеивали через сито с размером ячеи 0,1 мм. Approximately 100 мг просеянной почвы взвешивали и помещали в герметичный сосуд объемом 12 мл Gas Bench II (Thermo Fisher Scientific, Inc.). Затем в герметичный сосуд добавляли 5 мл 100% H₃PO₄, и реакцию поддерживали при 75 °C в течение 2 часов для превращения неорганического углерода в образце почвы в CO₂. Значение δ¹³C образовавшегося CO₂ измеряли с помощью IRMS. При измерении δ¹³C-SIC в качестве рабочих стандартов использовали NBS-18 и NBS-19.

Стабильный изотопный состав углерода, выраженный в дельта (δ) нотации в промилле (‰), рассчитывали следующим образом [43]:

где ¹³C/¹²C образца и ¹³C/¹²C стандарта представляют собой атомные отношения ¹³C к ¹²C в образце и в стандарте Vienna Pee Dee Belemnite (VPDB) соответственно. Все образцы анализировали в трех повторностях. Стандартное отклонение зарегистрированного δ¹³C-SOC в трех определениях для каждого образца почвы в данном исследовании не превышало 0,3‰. Стандартное отклонение зарегистрированного δ¹³C-SIC в трех определениях для каждого образца почвы в данном исследовании не превышало 0,2‰.

2.5. Расчеты и статистический анализ

Запасы SOC и SIC (Мг·га⁻¹) рассчитывали для каждого слоя на основе объемной массы и содержания углерода по следующему уравнению:

Запас углерода (Mg ha⁻¹) = Содержание углерода (g kg⁻¹) × Объемная масса почвы (g cm⁻³) × Толщина слоя (cm) × 0,1`

где D — толщина почвенного слоя (см), B — объемная масса почвы (г·см⁻³) соответствующего почвенного слоя, SOC — содержание органического углерода в почве (г·кг⁻¹) соответствующего почвенного слоя, SIC — содержание неорганического углерода в почве (г·кг⁻¹) соответствующего почвенного слоя.

С помощью программного обеспечения SPSS 13.5 проводили статистический анализ. Для оценки значимости различий в содержании и запасах SOC и SIC, а также значений δ¹³C в почве на уровне значимости 0,05 между лесным участком и заброшенной пашней использовали t-критерий для независимых выборок [34]. Для проверки различий в содержании почвенного углерода и значениях δ¹³C в почве на уровне значимости 0,05 между разными глубинами почвы в пределах одного варианта использовали однофакторный дисперсионный анализ (ANOVA) [21].

3.1. Содержание углерода в почве на лесном участке и заброшенной пашне

Содержание SOC показало очевидные различия между лесным участком и заброшенной пашней (Таблица 1). Лесной участок показал более высокое содержание SOC, чем заброшенная пашня. Содержание SOC на лесном участке в слое 0–20 см составляло 14,90 г·кг⁻¹, что на 70,42% выше, чем на заброшенной пашне. Содержание SOC в каждом слое в пределах глубины 20–80 см на лесном участке также было достоверно выше, чем на заброшенной пашне. Содержание SOC на глубине 80–100 см не показало значимой разницы между лесным участком и заброшенной пашней. Содержание SOC по профилю на двух участках было схожим: оно было наибольшим в слое 0–20 см в пределах глубины 0–100 см и постепенно уменьшалось в слоях 0–80 см.

Таблица 1. Содержание углерода в почве (SOC и SIC) в каждом слое на лесном участке и заброшенной пашне (г·кг⁻¹). Значения с разными строчными и прописными буквами указывают на значимые различия внутри каждого варианта (p < 0,05) и внутри каждой глубины (p < 0,05) соответственно.

Аналогично содержанию SOC, очевидные различия были обнаружены в содержании SIC между лесным участком и заброшенной пашней (Таблица 1). Содержание SIC на лесном участке по профилю 0–100 см было на 13,99–22,64% выше, чем на заброшенной пашне. Средние значения составили 11,50 и 9,68 г·кг⁻¹ для лесного участка и заброшенной пашни соответственно. На обоих участках содержание SIC постепенно увеличивалось с глубиной, но не было обнаружено очевидной разницы между каждым соседним слоем в пределах 40–100 см на лесном участке и между каждым соседним слоем в пределах 20–100 см на заброшенной пашне.

3.2. Запасы углерода в почве на лесном участке и заброшенной пашне

На лесном участке запасалось больше SOC, чем на заброшенной пашне (Рисунок 2). На лесном участке количество SOC в слое 0–100 см составляло 82,73 Мг·га⁻¹, и это значение было на 23,43 Мг·га⁻¹ выше, чем на заброшенной пашне. Запас SOC показал значимые различия между каждым соседним слоем в пределах 0–60 см на двух участках. Запас SOC в поверхностном слое (0–20 см) составлял 43,60% и 36,87% от общего запаса в слое 0–100 см на лесном участке и заброшенной пашне соответственно.

Рисунок 2. Различия в запасах органического углерода почвы (SOC) между лесным участком и заброшенной пашней. Значения с разными строчными и прописными буквами указывают на значимые различия внутри каждого варианта (p < 0,05) и внутри каждой глубины (p < 0,05) соответственно.

Лесной участок также показал больший запас SIC, чем заброшенная пашня (Рисунок 3). Количество SIC, запасенного в слое почвы 0–100 см на лесном участке и заброшенной пашне, составляло 149,56 Мг·га⁻¹ и 132,67 Мг·га⁻¹ соответственно. Запасы SIC на обоих участках постепенно увеличивались с глубиной почвы.

Рисунок 3. Различия в запасах неорганического углерода почвы (SIC) между лесным участком и заброшенной пашней. Значения с разными строчными и прописными буквами указывают на значимые различия внутри каждого варианта (p < 0,05) и внутри каждой глубины (p < 0,05) соответственно.

3.3. Значения δ¹³C SOC и SIC на лесном участке и заброшенной пашне

Не было обнаружено значимой разницы в δ¹³C-SOC между лесным участком и заброшенной пашней в слоях почвы 0–100 см, за исключением слоя 20–40 см (Рисунок 4). На лесном участке δ¹³C-SOC варьировал от −24,54‰ до −23,02‰ и показал очевидные различия между 0–40 см и 40–100 см. На заброшенной пашне δ¹³C-SOC в слое 0–20 см был значительно ниже, чем в слое 20–100 см, и варьировал от −23,78‰ до −23,01‰ между четырьмя слоями в интервале 20–100 см.

Рисунок 4. Вертикальное распределение δ¹³C-SOC на лесном участке и заброшенной пашне. Значения с разными строчными и прописными буквами указывают на значимые различия внутри каждого варианта (p < 0,05) и внутри каждой глубины (p < 0,05) соответственно.

Значения δ¹³C-SIC на двух участках показаны на Рисунке 5. Эти значения в пределах всех слоев почвы на лесном участке и заброшенной пашне варьировали от −6,43‰ до −5,92‰ и от −5,61‰ до −5,29‰ соответственно. δ¹³C-SIC в пределах глубины 0–80 см на лесном участке был значительно ниже, чем на заброшенной пашне. Подобно δ¹³C-SOC на лесном участке, δ¹³C-SIC в слое 0–40 см был очевидно ниже, чем в слое 40–100 см. На заброшенной пашне δ¹³C-SIC в слое 0–40 см был самым высоким среди всех слоев почвы, что показало противоположную тенденцию.

Рисунок 5. Вертикальное распределение δ¹³C-SIC на лесном участке и заброшенной пашне. Значения с разными строчными и прописными буквами указывают на значимые различия внутри каждого варианта (p < 0,05) и внутри каждой глубины (p < 0,05) соответственно.

4.1. Влияние восстановления растительности на SOC

Вертикальное распределение содержания и запасов SOC как на лесном участке, так и на заброшенной пашне постепенно уменьшалось с глубиной почвы (Рисунок 2). Этот результат согласуется с результатами предыдущих исследований [29,41,44]. Лесной участок запасал больше SOC, чем заброшенная пашня, в мелкозалегающей почве (0–60 см). Qiu et al. (2010) также обнаружили, что робиния лжеакация значительно увеличивала SOC по сравнению с естественным пастбищем в лессовом овражном регионе [45]. Li et al. (2016) провели исследование SOC в ответ на модели землепользования и показали, что SOC на лесном участке (робиния) был очевидно выше, чем на естественном пастбище, преобразованном из заброшенной пашни [44]. Эти находки указывают на то, что лесоразведение более благоприятно для секвестрации SOC, чем естественное восстановление растительности на деградированных пахотных землях на CLP.

δ¹³C-SOC по глубине может предоставить информацию для анализа причин секвестрации SOC [28,29,30]. Как правило, динамика δ¹³C-SOC с глубиной в значительной степени зависит от разложения SOC, сочетания старого углерода с новым (снижение значений δ¹³C в атмосферном CO₂, вызванное выбросами от сжигания ископаемого топлива) [46,47,48]. На CLP влияние эффекта Зюсса было минимальным, и вертикальная вариация δ¹³C-SOC в основном зависела от разложения SOC и сочетания старого углерода с новым. Восстановление растительности изменяет разложение SOC и сочетание старого углерода с новым через поступление органического вещества, включая надземный опад и подземные корни. Обычно значение δ¹³C в растительном опаде (<−20‰) ниже, чем в атмосфере и почве, из-за фракционирования изотопов углерода растениями. Следовательно, поступление углерода от растений после восстановления растительности может вызывать снижение δ¹³C-SOC [49,50]. Поступление растительного углерода уменьшается с глубиной почвы, что может вызывать увеличение δ¹³C-SOC. В нашем исследовании δ¹³C-SOC как на лесном участке, так и на заброшенной пашне незначительно увеличивался с глубиной (Рисунок 4). На лесном участке SOC, запасенный в слое 0–40 см, составлял 65,72% от общего количества (Рисунок 2), и δ¹³C-SOC в слое 0–40 см был более отрицательным, чем в слое 40–100 см, что указывает на то, что большая часть SOC в слое 0–40 см в основном происходит из надземного опада и тонких корней растений. Аналогично, на заброшенной пашне большая часть SOC в слое 0–20 см в основном происходит из надземного опада и тонких корней растений. В отличие от лесного участка, заброшенная пашня получала меньше опада из-за того, что проективное покрытие растительности на заброшенной пашне составляло всего 35%. Растительный покров заметно уменьшал эрозию на поверхности почвы [35,51], и заброшенная пашня теряла органическое вещество через эрозию в верхнем слое почвы, что также приводило к меньшему поступлению нового углерода.

4.2. Влияние восстановления растительности на SIC

Содержание и запас SIC на заброшенной пашне также были значительно ниже по сравнению с лесным участком (Рисунок 3). Наш результат подтверждается Jin et al. (2014) и Zhao (2016), которые сообщили, что лесные участки демонстрируют более высокое содержание SIC, чем пахотные земли на CLP [37,49]. Эти результаты предполагают, что лесоразведение может способствовать накоплению SIC на CLP, однако этот пункт нуждался в подтверждении. Было предложено две теории для объяснения секвестрации SIC после лесоразведения. Одна теория предполагает, что атмосферные мелкие частицы, богатые карбонатами, могут улавливаться кронами деревьев и осаждаться в верхний слой почвы [52]. Накопление пыли существовало на CLP на протяжении более двух миллионов лет. Максимальная скорость осаждения на CLP составляла 0,2 мм в год (в течение 10 000 лет) [53]. Основываясь на этой скорости, пылевые осадки за последние 50 лет не превысили бы 10 мм на CLP. Этот процесс мог лишь minimally способствовать увеличению запасов SIC на поверхности и вряд ли significantly повлиял на подпочву, особенно на более глубокие слои. Однако в нашем исследовании было обнаружено, что накопление SIC увеличивалось с глубиной почвы (Рисунок 3). Кроме того, хотя травяная растительность имеет меньшую крону по сравнению с деревьями, она все же улавливает некоторое количество пыли, further уменьшая кумулятивный эффект оседания пыли на лесных участках. Таким образом, накопление SIC после лесоразведения на пахотных землях на CLP не является результатом осаждения и накопления мелких почвенных частиц.

Другая теория предполагает, что секвестрация SIC может происходить через образование PIC, на которое в первую очередь влияют следующие процессы [37,54]:

В данном исследовании содержание SOC на лесном участке было significantly выше по сравнению с заброшенной пашней (Таблица 1). Как основной субстрат микробного разложения, более богатый SOC в каждом слое лесного участка способствовал почвенному дыханию, вызывая повышение концентрации почвенного CO₂ и увеличение парциального давления биогенного CO₂ в почве. В то же время широко распространено мнение, что охрана почвы и воды может усиливаться после лесоразведения на пахотных землях, что suggests, что больше дождевой воды может сохраняться в лесной экосистеме после лесоразведения, и содержание почвенной воды обычно выше, чем на заброшенной пашне. Увеличение концентрации почвенного CO₂ и более высокое содержание почвенной воды привело бы к образованию большего количества HCO₃⁻ на лесном участке [16].

Кроме того, лесс на CLP имеет высокое содержание CaO и MgO и более высокий pH почвы. Более высокий pH почвы означает более сильное щелочное condition. H⁺ из Реакции (4) будет нейтрализован, и может образоваться больше HCO₃⁻. Постоянно растущее содержание HCO₃⁻ могло способствовать смещению Реакции (5) вправо и приводить к образованию PIC [16,55]. Потребление каждых двух молей CO₂ в этих реакциях приводит к образованию одного моля PIC, что приводит к устойчивой секвестрации SIC.

Вышеупомянутое предположение о накоплении SIC может быть подтверждено результатами δ¹³C-SIC в данном исследовании. Хорошо известно, что два компонента SIC, включая LIC и PIC, имеют разные значения δ¹³C, и значение δ¹³C в PIC более отрицательно, чем в LIC [20,21,25]. δ¹³C-SIC может помочь проанализировать механизм изменения SIC. Предыдущие исследования показали, что обедненный δ¹³C-SIC указывает на образование PIC после изменений в землепользовании [21,30,39,56,57,58,59]. После образования PIC δ¹³C вновь образованного PIC значительно ниже, чем δ¹³C-LIC, поскольку δ¹³C биогенного CO₂ обычно ниже −20‰. Сочетание LIC и нового PIC снижает δ¹³C-SIC [15,20,24,34]. В нашем исследовании средний δ¹³C-SIC на лесном участке и заброшенной пашне составлял −6,11‰ и −5,42‰ соответственно. δ¹³C-SIC на лесном участке был significantly ниже, чем на заброшенной пашне (Рисунок 5). Эти результаты означают, что лесной участок накопил больше PIC, чем заброшенная пашня, что привело к более высокому запасу SIC на лесном участке по сравнению с заброшенной пашней. Это явление может быть связано с увеличением органического вещества на лесном участке, которое генерировало больше CO₂ за счет почвенного дыхания [55,60]. Увеличение CO₂ в почве может способствовать образованию PIC на лесном участке путем соединения с доступными катионами [25,60]. На лесном участке как δ¹³C-SIC, так и δ¹³C-SOC в верхних 40 см почвы были significantly ниже, чем в слоях почвы 40–100 см, что further подразумевает, что увеличение органического вещества в верхнем слое почвы может способствовать образованию PIC. Теоретически, на заброшенной пашне поступление органического вещества от травянистых растений должно снижать δ¹³C-SIC в верхнем слое почвы. Однако, фактически, δ¹³C-SIC на заброшенной пашне постепенно уменьшался с глубиной почвы. Мы предположили, что существует потеря PIC в верхнем слое почвы, который, скорее всего, удаляется посредством поверхностного стока. В данном исследовании защита растительности почвы была quite ограничена на заброшенной пашне, особенно в периоды концентрированных осадков.

На лесном участке и заброшенной пашне запасы SIC в пределах 1 м глубины были approximately в два раза больше, чем соответствующие запасы SOC (Рисунок 3), что также поддерживает точки зрения Han et al. (2018), Song et al. (2020) и Liu et al. (2022) [34,41,61]. Таким образом, SIC может быть более важным, чем SOC, для понимания почвенного углеродного бюджета после восстановления растительности. В отличие от SOC, вертикальное распределение запасов SIC как на лесном участке, так и на заброшенной пашне постепенно увеличивалось с глубиной почвы. Эта тенденция распределения может быть связана с выщелачиванием на CLP [40,41]. Из-за сильной транспирации деревьев почва ниже 60 см глубины на лесном участке всегда much суше, чем на заброшенной пашне, до выпадения осадков. После дождя HCO₃⁻ и другие основные катионы из поверхностных слоев могут выщелачиваться в глубокие слои с инфильтрующейся водой [16,18,59]. Образование и накопление PIC в глубоких слоях могло определяться инфильтрованным раствором из верхних слоев почвы в данном исследовании [59]. Когда выщелоченный раствор достигал глубоких слоев, растворенный неорганический углерод почвы, переносимый инфильтрованной водой, мог осаждаться в виде PIC в сухой среде, приводя к накоплению PIC [15,16,25]. Важно отметить, что ионы, переносимые атмосферными осадками и дождевой водой, могут slightly повышать содержание Ca²⁺ [52], но это не вызвало бы разницы в запасах PIC между лесным участком и заброшенной пашней, поскольку соседние лесной участок и заброшенная пашня всегда получают одинаковое количество ионов. Однако детальное количество и механизмы секвестрации PIC via добавления Ca²⁺ из атмосферных осадков и дождя должны быть изучены в будущих исследованиях.

По сравнению с заброшенной пашней, искусственный лесной участок запасал больше SOC и SIC. Эти результаты указывают на то, что лесоразведение более подходит для сохранения почвенного углерода, чем естественное восстановление растительности на деградированных пахотных землях на CLP. δ¹³C-SOC в верхнем слое почвы на лесном участке и заброшенной пашне был significantly ниже, чем в подпочве, подтверждая, что поступление органического вещества увеличивает содержание органического углерода в верхнем слое почвы. Мы также обнаружили, что лесной участок показал более низкий δ¹³C-SIC, чем заброшенная пашня. Эти результаты подразумевают, что лесной участок генерировал больше педогенного неорганического углерода, чем заброшенная пашня, и это привело к более высокому запасу SIC на лесном участке. Наши находки подчеркивают важность SIC, и SIC может быть более важным, чем SOC, в секвестрации почвенного углерода после восстановления растительности на CLP.

1.    Lal, R. Soil carbon sequestration impacts on global climate change and food security. Science 2004, 304, 1623–1627. [Google Scholar] [CrossRef] [PubMed]

2.    Schmidt, M.W.I.; Torn, M.S.; Abiven, S.; Dittmar, T.; Guggenberger, G.; Janssens, I.A.; Kleber, M.; Kögel-Knabner, I.; Lehmann, J.; Manning, D.A.C.; et al. Persistence of soil organic matter as an ecosystem property. Nature 2011, 478, 49–56. [Google Scholar] [CrossRef]

3.    Scholes, R.J.; Noble, I.R. Storing Carbon on Land. Science 2001, 294, 1012–1013. [Google Scholar] [CrossRef] [PubMed]

4.    Hernandez-Ramirez, G.; Sauer, T.J.; Cambardella, C.A.; Brandle, J.R.; James, D.E. Carbon Sources and Dynamics in Afforested and Cultivated Corn Belt Soils. Soil Sci. Soc. Am. J. 2011, 75, 216–225. [Google Scholar] [CrossRef]

5.    Mũnoz-Rojas, M.; Hueso-Gonzalez, P.; Branquinho, C.; Baumgartl, T. Restoration and rehabilitation of degraded land in arid and semiarid environments: Editorial. Land Degrad. Dev. 2021, 32, 3–6. [Google Scholar] [CrossRef]

6.    Smith, P.; Fang, C.M. Carbon cycle: A warm response by soils. Nature 2010, 464, 499–500. [Google Scholar] [CrossRef]

7.    Harrison, R.B.; Footen, P.W.; Strahm, B.D. Deep Soil Horizons: Contribution and Importance to Soil Carbon Pools and in Assessing Whole-Ecosystem Response to Management and Global Change. For. Sci. 2011, 57, 67–76. [Google Scholar] [CrossRef]

8.    Liu, X.; Yang, T.; Wang, Q.; Huang, F.R.; Li, L.H. Dynamics of soil carbon and nitrogen stocks after afforestation in arid and semi-arid regions: A meta-analysis. Sci. Total Environ. 2018, 618, 1658–1664. [Google Scholar] [CrossRef]

9.    Luo, Z.K.; Wang, E.L.; Sun, O.J.X. Soil carbon change and its responses to agricultural practices in Australian agro-ecosystems: A review and synthesis. Geoderma 2010, 155, 211–223. [Google Scholar] [CrossRef]

10. Wang, Y.F.; Fu, B.J.; Lü, Y.H.; Song, C.J.; Luan, Y. Local-scale spatial variability of soil organic carbon and its stock in the hilly area of the Loess Plateau, China. Quat. Res. 2010, 73, 70–76. [Google Scholar] [CrossRef]

11. An, H.; Li, Q.L.; Yan, X.; Wu, X.Z.; Liu, R.T.; Fang, Y. Desertification control on soil inorganic and organic carbon accumulation in the topsoil of desert grassland in Ningxia, northwest China. Ecol. Eng. 2019, 127, 348–355. [Google Scholar] [CrossRef]

12. Wang, Y.F.; Fu, B.J.; Lü, Y.H.; Chen, L.D. Effects of vegetation restoration on soil organic carbon sequestration at multiple scales in semi-arid Loess Plateau, China. Catena 2011, 85, 58–66. [Google Scholar] [CrossRef]

13. Yang, X.Y.; Ren, W.D.; Sun, B.H.; Zhang, S.L. Effects of contrasting soil management regimes on total and labile soil organic carbon fractions in a loess soil in China. Geoderma 2012, 177–178, 49–56. [Google Scholar] [CrossRef]

14. Ayala-Niño, F.; Maya-Delgado, Y.; García-Calder’on, N.E.; Olmedo, G.; Guevara, M.; Troyo-Di’eguez, E. Spatial distribution of soil carbon storage in desert shrubland ecosystems of northwest Mexico. J. Arid Environ. 2020, 183, 104251. [Google Scholar] [CrossRef]

15. Zamanian, K.; Pustovoytov, K.; Kuzyakov, Y. Pedogenic carbonates: Forms and formation processes. Earth-Sci. Rev. 2016, 157, 1–17. [Google Scholar] [CrossRef]

16. Ferdush, J.; Paul, V. A review on the possible factors influencing soil inorganic carbon under elevated CO2. Catena 2021, 204, 105434. [Google Scholar] [CrossRef]

17. Emmerich, W.E. Carbon dioxide fluxes in a semiarid environment with high carbonate soils. Agric. For. Meteorol. 2003, 116, 91–102. [Google Scholar] [CrossRef]

18. Mi, N.; Wang, S.Q.; Liu, J.Y.; Yu, G.R.; Zhang, W.J.; Jobbágy, E. Soil inorganic carbon storage pattern in China. Glob. Change Biol. 2008, 14, 2380–2387. [Google Scholar] [CrossRef]

19. Gallagher, T.M.; Breecker, D.O. The obscuring effects of calcite dissolution and formation on quantifying soil respiration. Glob. Biogeochem. Cycles 2020, 34, e2020GB006584. [Google Scholar] [CrossRef]

20. Stevenson, B.A.; Kelly, E.F.; Mcdonald, E.V.; Busacca, A.J. The stable carbon isotope composition of soil organic carbon and pedogenic carbonates along a bioclimatic gradient in the Palouse region, Washington State, USA. Geoderma 2005, 124, 37–47. [Google Scholar] [CrossRef]

21. Wang, J.P.; Wang, X.J.; Zhang, J.; Zhao, C.Y. Soil organic and inorganic carbon and stable carbon isotopes in the Yanqi Basin of northwestern China. Eur. J. Soil Sci. 2015, 66, 95–103. [Google Scholar] [CrossRef]

22. Kim, J.H.; Jobbágy, E.G.; Richter, D.D.; Trumbore, S.E.; Jackson, R.B. Agricultural acceleration of soil carbonate weathering. Glob. Change Biol. 2020, 26, 5988–6002. [Google Scholar] [CrossRef] [PubMed]

23. Landi, A.; Mermut, A.R.; Anderson, D.W. Origin and rate of pedogenic carbonate accumulation in Saskatchewan soils, Canada. Geoderma 2003, 117, 143–156. [Google Scholar] [CrossRef]

24. Gao, Y.; Tian, J.; Pang, Y.; Liu, J.B. Soil inorganic carbon sequestration following afforestation is probably induced by Pedogenic carbonate formation in Northwest China. Front. Plant Sci. 2017, 8, 1282. [Google Scholar] [CrossRef]

25. Naorem, A.; Jayaraman, S.; Dalal, R.C.; Patra, A.; Rao, S.C.; Lal, R. Soil inorganic carbon as a potential sink in carbon storage in dryland soils—A Review. Agriculture 2022, 12, 1256. [Google Scholar] [CrossRef]

26. Wynn, J.G.; Harden, J.W.; Fries, T.L. Stable carbon isotope depth profiles and soil organic carbon dynamics in the lower Mississippi Basin. Geoderma 2006, 131, 89–109. [Google Scholar] [CrossRef]

27. Yonekura, Y.; Ohta, S.; Kiyono, Y.; Aksa, D.; Morisada, K.; Tanaka, N.; Tayasu, I. Dynamics of soil carbon following destruction of tropical rainforest and the subsequent establishment of Imperata, grassland in Indonesian Borneo using stable carbon isotopes. Glob. Change Biol. 2012, 18, 2606–2616. [Google Scholar] [CrossRef]

28. Mendez-Millan, M.; Nguyen Tu, T.T.; Balesdent, J.; Derenne, S.; Derrien, D.; Egasse, C.; Thongo M’Bou, A.; Zeller, B.; Hatté, C. Compound-specific ¹³C and ¹⁴C measurements improve the understanding of soil organic matter dynamics. Biogeochemistry 2014, 118, 205–223. [Google Scholar] [CrossRef]

29. Deng, L.; Wang, K.B.; Tang, Z.S.; Shangguan, Z.P. Soil organic carbon dynamics following natural vegetation restoration: Evidence from stable carbon isotopes (δ¹³C). Agric. Ecosyst. Environ. 2016, 221, 235–244. [Google Scholar] [CrossRef]

30. Gao, Y.; Dang, P.; Zhao, Q.X.; Liu, J.L.; Liu, J.B. Effects of vegetation rehabilitation on soil organic and inorganic carbon stocks in the Mu Us Desert, northwest China. Land Degrad. Dev. 2018, 29, 1031–1040. [Google Scholar] [CrossRef]

31. He, S.X.; Liang, Z.S.; Han, R.L.; Wang, Y.; Liu, G.B. Soil carbon dynamics during grass restoration on abandoned sloping cropland in the hilly area of the Loess Plateau, China. Catena 2016, 137, 679–685. [Google Scholar] [CrossRef]

32. Deng, L.; Liu, G.B.; Shangguan, Z.P. Land-use conversion and changing soil carbon stocks in China’s “Grain-for-Green” program: A synthesis. Glob. Change Biol. 2014, 20, 3544–3556. [Google Scholar] [CrossRef]

33. Zhou, P.; Wen, A.B.; Zhang, X.B.; He, X.B. Soil conservation and sustainable eco-environment in the Loess Plateau of China. Environ. Earth Sci. 2013, 68, 633–639. [Google Scholar] [CrossRef]

34. Liu, J.B.; Wu, P.X.; Zhao, Z.; Gao, Y. Afforestation on cropland promotes pedogenic inorganic carbon accumulation in deep soil layers on the Chinese loess plateau. Plant Soil 2022, 478, 597–612. [Google Scholar] [CrossRef]

35. Huang, W.Y.; Wang, P.; He, L.; Liu, B.Y. Improvement of water yield and net primary productivity ecosystem services in the Loess Plateau of China since the “Grain for Green” project. Ecol. Indic. 2023, 154, 110707. [Google Scholar] [CrossRef]

36. Wu, H.B.; Guo, Z.T.; Gao, Q.; Pang, C.H. Distribution of soil inorganic carbon storage and its changes due to agricultural land use activity in China. Agric. Ecosyst. Environ. 2009, 129, 413–421. [Google Scholar] [CrossRef]

37. Zhao, W.; Zhang, R.; Huang, C.Q.; Wang, B.Q.; Cao, H.; Koopal, L.K.; Tan, W.F. Effect of different vegetation cover on the vertical distribution of soil organic and inorganic carbon in the Zhifanggou Watershed on the loess plateau. Catena 2016, 139, 191–198. [Google Scholar] [CrossRef]

38. Liu, W.G.; Wei, J.; Cheng, J.M.; Li, W.J. Profile distribution of soil inorganic carbon along a chronosequence of grassland restoration on a 22-year scale in the Chinese Loess Plateau. Catena 2014, 121, 321–329. [Google Scholar] [CrossRef]

39. Wang, J.P.; Monger, C.; Wang, X.J.; Serena, M.; Leinauer, B. Carbon sequestration in response to grassland–shrubland–turfgrass conversions and a test for carbonate biomineralization in desert soils, New Mexico, USA. Soil Sci. Soc. Am. J. 2016, 80, 1591–1603. [Google Scholar] [CrossRef]

40. Chang, R.Y.; Fu, B.J.; Liu, G.H.; Wang, S.; Yao, X.L. The effects of afforestation on soil organic and inorganic carbon: A case study of the Loess Plateau of China. Catena 2012, 95, 145–152. [Google Scholar] [CrossRef]

41. Han, X.Y.; Gao, G.Y.; Chang, R.Y.; Li, Z.S.; Ma, Y.; Wang, S.; Wang, C.; Lu, Y.H.; Fu, B.J. Changes in soil organic and inorganic carbon stocks in deep profiles following cropland abandonment along a precipitation gradient across the loess plateau of China. Agric. Ecosyst. Environ. 2018, 258, 1–13. [Google Scholar] [CrossRef]

42. Walkley, A.; Black, I.A. An examination of the Degtjareff method for determining soil organic matter and a proposed modification of the chromic acid titration method. Soil Sci. 1934, 37, 29–38. [Google Scholar] [CrossRef]

43. Bernoux, M.; Cerri, C.C.; Neill, C.; de Moraes, J.F.L. The use of stable carbon isotopes for estimating soil organic matter turnover rates. Geoderma 1998, 82, 43–58. [Google Scholar] [CrossRef]

44. Li, C.Z.; Zhao, L.H.; Sun, P.S.; Zhao, F.Z.; Kang, D.; Yang, G.H.; Han, X.H.; Feng, Y.Z.; Ren, G.X. Deep Soil C, N, and P Stocks and Stoichiometry in Response to Land Use Patterns in the Loess Hilly Region of China. PLoS ONE 2016, 11, e0159075. [Google Scholar] [CrossRef]

45. Qiu, L.P.; Zhang, X.C.; Cheng, J.M.; Yin, X.Q. Effects of black locust (Robinia pseudoacacia) on soil properties in the loessial gully region of the Loess Plateau, China. Plant Soil 2010, 332, 207–217. [Google Scholar] [CrossRef]

46. Ehleringer, J.R.; Buchmann, N.; Flanagan, L.B. Carbon isotope ratios in belowground carbon cycle processes. Ecol. Appl. 2000, 10, 412–422. [Google Scholar] [CrossRef]

47. Chen, Q.Q.; Shen, C.D.; Sun, Y.M.; Peng, S.L.; Yi, W.X.; Li, Z.A.; Jiang, M.T. Spatial and temporal distribution of carbon isotopes in soil organic matter at the Dinghushan Biosphere Reserve, South China. Plant Soil 2005, 273, 115–128. [Google Scholar] [CrossRef]

48. Alewell, C.; Giesler, R.; Klaminder, J.; Leifeld, J.; Rollog, M. Stable carbon isotopes as indicators for environmental change in palsa peats. Biogeosciences 2011, 8, 1769–1778. [Google Scholar] [CrossRef]

49. Jin, Z.; Dong, Y.S.; Wang, Y.Q.; Wei, X.R.; Wang, Y.F.; Cui, B.L.; Zhou, W.J. Natural vegetation restoration is more beneficial to soil surface organic and inorganic carbon sequestration than tree plantation on the Loess Plateau of China. Sci. Total Environ. 2014, 485–486, 615–623. [Google Scholar] [CrossRef]

50. Meyer, N.A.; Breecker, D.O.; Young, M.H.; Litvak, M.E. Simulating the effect of vegetation in formation of pedo-genic carbonate. Soil Sci. Soc. Am. J. 2014, 78, 914–924. [Google Scholar] [CrossRef]

51. Zhu, B.B.; Li, Z.B.; Li, P.; Liu, G.B.; Xue, S. Soil erodibility, microbial biomass, and physical–chemical property changes during long-term natural vegetation restoration: A case study in the Loess Plateau, China. Ecol. Res. 2010, 25, 531–541. [Google Scholar] [CrossRef]

52. Mikhailova, E.A.; Zurqani, H.A.; Post, C.J.; Schlautman, M.A. Assessing ecosystem services of atmospheric calcium and magnesium deposition for potential soil inorganic carbon sequestration. Geosciences 2020, 10, 200. [Google Scholar] [CrossRef]

53. Liu, W.G.; Yang, H.; Sun, Y.B.; Wang, X.L. δ¹³C values of loess total carbonate: A sensitive proxy for Asian summer monsoon in arid northwestern margin of the Chinese loess plateau. Chem. Geol. 2011, 284, 317–322. [Google Scholar] [CrossRef]

54. Monger, H.C.; Kraimer, R.A.; Khresat, S.; Cole, D.R.; Wang, X.J.; Wang, J.P. Sequestration of inorganic carbon in soil and groundwater. Geology 2015, 43, 375–378. [Google Scholar] [CrossRef]

55. Tamir, G.; Shenker, M.; Heller, H.; Bloom, P.R.; Fine, P.; Bar-Tal, A. Dissolution and re-crystallization processes of active calcium carbonate in soil developed on tufa. Soil Sci. Soc. Am. J. 2012, 76, 1606–1613. [Google Scholar] [CrossRef]

56. Wang, X.J.; Xu, M.G.; Wang, J.P.; Zhang, W.J.; Yang, X.Y.; Huang, S.M.; Liu, H. Fertilization enhancing carbon sequestration as carbonate in arid cropland: Assessments of long-term experiments in northern China. Plant Soil 2014, 380, 89–100. [Google Scholar] [CrossRef]

57. Wang, X.J.; Wang, J.P.; Xu, M.G.; Zhang, W.J.; Fan, T.L.; Zhang, J. Carbon accumulation in arid croplands of northwest China: Pedogenic carbonate exceeding organic carbon. Sci. Rep. 2015, 5, 11439. [Google Scholar] [CrossRef]

58. Bughio, M.A.; Wang, P.L.; Meng, F.Q.; Qing, C.; Kuzyakov, Y.; Wang, X.J.; Junejo, S.A. Neoformation of pedogenic carbonates by irrigation and fertilization and their contribution to carbon sequestration in soil. Geoderma 2016, 262, 12–19. [Google Scholar] [CrossRef]

59. Ortiz, A.C.; Jin, L.X.; Ogrinc, N.; Kaye, J.; Krajnc, B.; Ma, L. Dryland irrigation increases accumulation rates of pedogenic carbonate and releases soil abiotic CO2. Sci. Rep. 2022, 12, 464. [Google Scholar] [CrossRef]

60. Khalidy, R.; Arnaud, E.; Santos, R.M. Natural and human-induced factors on the accumulation and migration of pedogenic carbonate in soil: A Review. Land 2022, 11, 1448. [Google Scholar] [CrossRef]

61. Song, Y.; Yao, Y.F.; Qin, X.; Wei, X.R.; Jia, X.X.; Shao, M.A. Response of carbon and nitrogen to afforestation from 0 to 5 m depth on two semiarid cropland soils with contrasting inorganic carbon concentrations. Geoderma 2020, 357, 113940. [Google Scholar] [CrossRef]

Wu M, Zhao Y, Li H, Ma W, Gao Y. Assessment of Soil Organic and Inorganic Carbon Under Afforestation and Natural Vegetation Restoration Using Stable Carbon Isotope (δ¹³C) Measurements. Agriculture. 2025; 15(1):80. 

Перевод статьи «Assessment of Soil Organic and Inorganic Carbon Under Afforestation and Natural Vegetation Restoration Using Stable Carbon Isotope (δ13C) Measurements» авторов Wu M, Zhao Y, Li H, Ma W, Gao Y., оригинал доступен по ссылке. Лицензия: CC BY. Изменения: переведено на русский язык