劉瀟瀟,王 鈞,曾 輝,2,*

1 北京大學深圳研究生院城市規(guī)劃與設計學院, 深圳 518055 2 北京大學城市與環(huán)境學院生態(tài)學系, 北京 100871

中國溫帶草地土壤硫的分布特征及其與環(huán)境因子的關系

劉瀟瀟1,王 鈞1,曾 輝1,2,*

1 北京大學深圳研究生院城市規(guī)劃與設計學院, 深圳 518055 2 北京大學城市與環(huán)境學院生態(tài)學系, 北京 100871

以內蒙古和青藏高原的6種主要草地類型為研究對象,分析了不同類型草地表層土壤硫(S)的分布特征及其與環(huán)境因子的關系。結果表明：1)青藏高原草原表層土壤(0—10 cm)的全硫含量(430.8 mg/kg)顯著高于內蒙古草原(181.4 mg/kg；P<0.01)。土壤硫素一般以有機硫的形式存在,具有植物有效性的土壤無機硫所占比例較少,內蒙古土壤這一比例為14.7%,青藏高原為24.5%。2)土壤硫的含量與土壤C、N的分布格局關系緊密,呈顯著正相關關系；與土壤pH呈負相關關系。內蒙古與青藏高原研究區(qū)土壤的C/S和N/S值較低,這表明硫可能成為對草原生產力起限制性作用的營養(yǎng)元素。3)內蒙古草原表層土壤全硫、水溶性硫、吸附性硫均與年均溫呈顯著負相關(P< 0.05)；土壤硫與年均降水呈顯著正相關關系(P< 0.05)。青藏高原草地土壤硫中,除水溶性硫與年均降水呈顯著正相關關系外,其余土壤硫含量均未與氣候因子呈現顯著相關關系。

表層土壤；全硫；無機硫；溫帶草原

我國草地資源極為豐富,草原總面積近4億hm2,約占全國土地總面積的40%[6]。其中,內蒙古高原和青藏高原是我國兩大草原資源區(qū),且對氣候和環(huán)境變化十分敏感。內蒙古草原所代表的半干旱溫帶草原生態(tài)系統[7],以及青藏高原的高寒草原所代表的亞洲中部高寒生態(tài)系統[8],均具有區(qū)域典型性且跨越了不同水分、溫度梯度和土壤類型。以往我國草原土壤研究主要著重于碳、氮等元素的空間分布特征和循環(huán)機制[9-10],對硫素的研究較少。本文以內蒙古高原溫帶草原土壤和青藏高原高寒草原為研究對象,依據采集土壤樣品的實測數據,探討(1)草原表層土壤含硫狀況,對比兩地土壤硫素性質的異同；(2)環(huán)境因子對草原土壤硫的含量、形態(tài)組成及空間分布特征的影響。以期為正確理解陸地生態(tài)系統硫素循環(huán)過程及其對全球變化效應與反饋提供基礎資料。

1 研究地區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究對象為內蒙古溫帶草原土壤和青藏高原高寒草原土壤,研究區(qū)域包括內蒙古、青海、西藏3個省區(qū)。內蒙古溫帶草原研究區(qū)年平均氣溫變動在-3—8℃,年均降水量自東向西由500mm遞減為100mm左右。包括3種天然草地類型：草甸草原主要位于錫林郭勒草地東北部以及呼倫貝爾地區(qū),優(yōu)勢種為貝加爾針茅 (StipabaicalensisRoshev)、羊草等；典型草原主要分布于錫林郭勒草地的中東部地區(qū),主要建群種為大針茅 (Stipagrandis)、克氏針茅(Stipakirylovii)等；荒漠草原位于內蒙古西部地區(qū),優(yōu)勢物種為短花針茅 (StipabrevifloraGriseb)。青藏高原研究區(qū)氣候類型獨特而復雜,溫度較低且降水季節(jié)差異明顯[11]。青藏高原東北部祁連山地區(qū)的高寒草甸,平均海拔為3215 m；高寒草原主要分布于青藏高原中部的藏北高原地區(qū),海拔最高,平均達到4600m以上,氣候寒冷,年均溫均在0℃以下；藏南地區(qū)山地灌叢草原緯度較低,氣候最為溫暖濕潤,年均溫為5℃左右。

1.2 樣品采集與測定方法

本研究中的采樣地選取人為干擾較少的天然草地,包括16個青藏高原樣地(高寒草甸4個、高寒草原4個、山地灌叢草原8個)和16個內蒙古樣地(草甸草原6個、典型草原6個、荒漠草原4個)(圖1),分別采集于2012年夏季和2013年夏季。每處樣地隨機選取3處樣點,采集 0—10 cm的表層土壤,放入自封袋中帶回實驗室。每處樣地土壤樣品最終由該地3處樣點的表層土壤均勻混合而成。采樣點位置利用GPS定位。

圖1 內蒙古和青藏高原采樣點Fig.1 The sampling sites of Inner Mongolia and Qinghai-Tibet Plateau

土壤樣品經自然風干、去除細根及雜質后,一部分過10目土壤篩,用于測定土壤無機硫；一部分使用研磨儀研磨后過100目篩,用于測定土壤碳、氮及全硫含量。土壤水溶性硫和吸附性硫分別以H2O和KH2PO4(P500mg/L)溶液為浸提劑[12],浸提液過濾后于電感耦合等離子體原子發(fā)射光譜(ICP-AES)測定[13],無機硫含量為水溶性硫與吸附性硫之和[14]；土壤C、N、S含量使用元素分析儀(Vario Microcube；Elementar,Hanau,德國)測定；有機硫由全硫和無機硫的差值獲得；pH 值采用酸度計測定,水土比為2.5∶1.0。

1.3 數據處理

實驗數據采用Microsoft Excel 2010進行整理并制圖,并用SPSS 18.0 for windows軟件進行統計分析。內蒙古和青藏高原土壤硫含量的差異比較采用獨立樣本t檢驗；運用 Pearson相關分析進行土壤因子、氣候因子與土壤硫含量之間的相關性分析。

2 結果與分析

2.1 表層土壤的基本性質

內蒙古和青藏高原研究區(qū)32個樣地表層土壤的pH、C、N含量,如表1所示。其中,表層土壤pH為6.3—8.4,內蒙古草甸草原土壤pH明顯較低,呈弱酸性。青藏高原土壤的C、N平均含量(26.1、2.1g/kg)均高于內蒙古土壤(16.7、1.5g/kg)。其中,內蒙古荒漠草原表層土壤的C、N含量最低,平均值僅為4.6 g/kg和0.48 g/kg；青藏高原高寒草甸表層土壤C、N平均含量最高,分別為51.4 g/kg和4.4 g/kg。研究區(qū)樣地土壤C/N值為6.8—36.2；相比之下,土壤C/S值(4.7—224.5)的變幅更大,且與N/S值呈顯著正相關關系(r=0.739**,n=32,P<0.01)。內蒙古研究區(qū)表層土壤的C/S平均值、N/S平均值顯著高于青藏高原(P< 0.05、P< 0.01)。C/S值最高和最低的草地類型分別為典型草原(106.1)和山地灌叢草原(45.7)；而N/S值最高和最低的草地類型分別為草甸草原(9.2)和高寒草原(2.8)。

表1 內蒙古和青藏高原樣點位置及表層土壤化學性質

*編號與圖1中標出的編號地點一致

2.2 表層土壤硫素含量及分布格局

2.2.1 土壤全硫

如表1所示,青藏高原樣地的表層土壤全硫平均含量(430.8 mg/kg)顯著高于內蒙古草原土壤(181.4 mg/kg,P< 0.01)。內蒙古土壤的全硫大致呈現東部高、西部低的分布格局,總體上為草甸草原(270.9 mg/kg)>典型草原(153.9 mg/kg)>荒漠草原(88.3 mg/kg)。而青藏高原由于受到獨特的氣候與地形的共同影響,表層土壤全硫水平分布特征與內蒙古草原有明顯區(qū)別。全硫含量由青藏高原東北部至西南部總體呈現高-低-高的格局,含量為111.1—842.9 mg/kg,變異程度大于內蒙古土壤全硫。山地灌叢草原表層土壤全硫平均含量低于高寒草甸且高于高寒草原,并且其各樣地間的全硫含量變異性最大(圖2),變異系數高達64.5%。

2.2.2 無機硫

圖2 不同草原類型表層土壤各形態(tài)硫的含量 Fig.2 Concentrations of sulfur fractions in different types of grassland

土壤無機硫對于植物來說是最為直接的硫素來源,是植物有效硫的主要組成部分,包括水溶性硫和吸附性硫[15]。從圖2可以看出,土壤中大部分的硫以有機態(tài)形式存在；內蒙古土壤無機硫所占比例較低,約占全硫的14%；青藏高原土壤的這一比例更高,且最高的為高寒草原土壤(32.1%)；在無機硫中,水溶性硫的含量較多,而吸附性硫含量較少。

水溶性硫(H2O-S)是指存在于土壤溶液中的無機硫,是最易被植物吸收利用的形態(tài),但同時易受到多種環(huán)境因素的影響,含量分布變異性較大。內蒙古表層土壤水溶性硫的平均含量為(18.4±10.2) mg/kg,且草甸草原(26.5 mg/kg)>典型草原(16.0 mg/kg)>荒漠草原(10.1 mg/kg),與全硫分布格局相同。而這3種草地類型土壤的水溶性硫所占比例卻依次增加,分別為9.8%、10.4%和11.4%。與土壤全硫相同,青藏高原土壤的水溶性硫平均含量(83.9 mg/kg)也顯著高于內蒙古土壤(18.5 mg/kg,P< 0.01),并且平均所占全硫比例(20.9%)也比內蒙古土壤高。青藏高原3種草地類型土壤的水溶性硫含量分布為高寒草甸(137.8 mg/kg)>高寒草原(74.7 mg/kg)>山地灌叢草原(61.5 mg/kg)。

吸附性硫(Adsorbed-S)是吸附于土壤膠體表面的硫[16],是能保證硫酸鹽不易通過淋溶流失的重要無機硫形式。如圖2所示,青藏高原土壤吸附性硫的平均含量(22.5 mg/kg)高于內蒙古土壤(7.0 mg/kg),且在全硫中所占比例也較高。其中,高寒草原土壤所含的吸附性硫比例最大(7.5%),其次為高寒草甸(5.4%)。

2.3 土壤硫素與環(huán)境因子的關系

總體來說,內蒙古和青藏高原表層土壤全硫、無機硫含量分別與土壤C、N含量呈顯著正相關關系,與土壤pH呈顯著負相關關系(表2)。與內蒙古草原土壤相比,青藏高原土壤的全硫與這3這種土壤因子表現出的相關性稍弱,且土壤有機硫與土壤pH、C、N并未表現出明顯的相關關系。此外,從表2可以看出,兩個研究區(qū)的土壤N相比于土壤C和pH與土壤全硫的相關性更大,即土壤N可能對土壤全硫的含量影響更大。

表2 不同形態(tài)硫與影響因子的相關關系

*顯著相關(P< 0.05)；**極顯著相關(P< 0.01)

內蒙古研究區(qū)16個樣地的年均溫為-2.7—7.9℃(表1),且年均降水與年均溫相關關系不顯著。通過對土壤全硫、水溶性硫、吸附性硫、有機硫與年均溫、年均降水的相關性進行分析,結果表明(圖3),內蒙古草原表層土壤全硫與年均溫呈極顯著負相關(r= -0.870**),與年均降水呈極顯著正相關(r= 0.652**),即年均溫越高的草原地區(qū)土壤全硫含量越少,降水量越大的地區(qū)土壤全硫含量越多。與土壤全硫相比,內蒙古土壤水溶性硫和吸附性硫與氣候因子的相關性相對較弱。由于內蒙古土壤中有機硫所占比例較大,有機硫與氣候因子相關關系的表現與全硫一致。

在青藏高原研究區(qū)表層土壤中,只有水溶性硫與年均降水的相關關系通過了P= 0.05的顯著性檢驗(r= 0.497*),其余形態(tài)的硫與氣候因子的相關性均不顯著。

圖3 內蒙古研究區(qū)土壤硫與年均溫、年降水量的相關關系Fig.3 Relationships between the average concentration of sulfur and MAT, MAP

3 討論

3.1 內蒙古和青藏高原草原表層土壤硫素的分布特征及差異

土壤是草原生態(tài)系統中重要的硫庫,各種形態(tài)的硫相互轉化和遷移構成了土壤硫的循環(huán)。土壤中無機硫的含量依賴于植物對硫的吸收、淋溶流失、含硫化肥的施加以及土壤中硫的礦化及固定過程[24]。本研究中,內蒙古和青藏高原草原表層土壤的無機硫所占比例均高于多數濕潤、半濕潤地區(qū)的非石灰性土壤(約5%)[21],與我國東北黑土中的這一比例相近(約20%)[12,24]。

表3 中國溫帶草原生態(tài)系統和其他地區(qū)表層土壤全硫含量

3.2 表層土壤硫與土壤因子的關系

本研究中,土壤全硫、水溶性硫和吸附性硫都分別與土壤C、N呈顯著正相關關系,這與Wang[18]、Solomon[2,27]等人的研究結果相同。土壤硫素與土壤C、N之間存在的這種緊密的相關性,使硫素在土壤養(yǎng)分研究中具有成為限制因子的可能性[21]。研究表明,在缺硫土壤中適當施加一定量的硫肥可使作物產量平均增加10%[28]。此外,本研究還發(fā)現,與土壤C相比,土壤N與土壤硫的相關關系更為緊密,這可能是由于受到地表植物對土壤中氮素和硫素吸收的影響。Nicolas等[29]在研究中發(fā)現,草原植物對土壤中的N和S有著相似的吸收機制,且植物體中N和S的新陳代謝關聯緊密,硫素的增加會提高植物體對氮素的利用效率。

3.3 氣候因子對土壤硫的影響

本研究中,內蒙古草原土壤中各形態(tài)的硫含量均與年均溫呈顯著負相關,與年均降水呈顯正相關關系,與土壤C、N含量和氣候因子之間的關系相一致(數據沒有列出)。氣候因子直接影響著土壤有機質的含量,因此在各形態(tài)的土壤硫中,對有機硫的含量影響最大(圖3)。土壤溫度與空氣溫度密切相關,氣溫越低,土壤溫度則越低,作為土壤有機質主要來源的地上枯落物分解變慢,土壤有機質礦化速率也隨著土壤溫度的降低而下降[18,33]。因此,在較長的時間尺度上,土壤有機質的來源并沒有減少,但礦化的速度卻因為溫度的降低而變慢了,溫度越低的地區(qū)土壤中有機硫的含量就越多。此外,Solomon等人[27]還在研究中發(fā)現,土壤全硫的損失量與年均溫也呈顯著相關關系,即年均溫較高地區(qū)的土壤在經過103a的變化后全硫損失量更多,且土壤有機硫對溫度的敏感性逐減增強。因此,即使像內蒙古草甸草原或青藏高原這種年均溫較低的天然草原地區(qū),在全球氣候變暖的大趨勢下,也存在著土壤硫素損失進一步加劇的可能。

降水是內蒙古草原生產力的主要限制因子,內蒙古草原土壤中營養(yǎng)元素的有效性和土壤含水量沿草甸草原-典型草原-荒漠草原的梯度降低[9]。相比于年均溫,降水對內蒙古土壤硫含量及分布的影響程度相對較小,這與J. Wang[18]、Amelung[34]等人的研究結果一致。降水條件還會影響土壤硫的淋溶、土壤侵蝕等,對于結構松散、對營養(yǎng)元素固持性較差的土壤,大量而集中的降水會加劇土壤硫的淋溶或隨徑流遷移,從而造成高降雨量地區(qū)和地勢不平地帶硫素的虧缺或累積[35]。此外,隨著國際社會對SO2等含硫氣體排放的控制,大氣沉降這一土壤硫素輸入來源已經較之前降低許多,但依然會有部分硫素以干濕沉降的形式進入土壤[36],這可能也是造成降水較多的地區(qū)土壤含硫量高的原因,但其影響大小還需進一步的研究。

在對青藏高原草原各樣點進行研究時,氣候因子與土壤硫的含量分布并沒有表現出明顯的相關趨勢,這可能是由高寒氣候與土壤性質之間獨特的影響機制所致。土壤凍融是青藏高原土壤有別于內蒙古的一種高海拔地區(qū)特有的自然現象,凍融會改變土壤的結構、含水量分布,影響著土壤各養(yǎng)分元素的生物地球化學循環(huán)過程。有研究表明,凍融的頻次及凍融溫度對土壤C、N、P的有效性存在較大的影響[37],因此青藏高原的凍融作用也可能影響著土壤硫素的含量及循環(huán)過程。在這種極端環(huán)境下發(fā)育的植被和土壤對氣候變化極為敏感,氣候變化對青藏高原土壤硫素的分布及循環(huán)過程的影響會更為復雜,值得深入研究。

4 結論

(1) 青藏高原草原表層土壤全硫含量顯著高于內蒙古表層土壤。土壤中大部分硫素以有機態(tài)的形式存在,內蒙古土壤的無機硫所占比例較低,青藏高原這一比例較高。吸附性硫易受土壤pH的影響,隨著土壤堿性的增加,吸附性硫含量減少。

(2) 有機質是土壤中硫素的主要來源,土壤硫與土壤C、N含量呈顯著相關關系；其中N與S的關系更為緊密,可能與地表植物對土壤中N、S的吸收機制相似有關。草原土壤中C/S和N/S值較低,硫將可能成為對草原生產力起限制性作用的營養(yǎng)元素。

(3)氣候因子對內蒙古草原土壤硫含量有一定的影響。一般來說,溫度越高的地區(qū),土壤硫素含量越少；降水越多的地區(qū),土壤硫素含量越多,且相比于降水,溫度對于土壤中硫素含量的影響更大。

[1] Tisdale S L, Nelson W L, Beaton J D. Soil Fertility and Fertilizers. London: Collier Macmillan Publishers, 1985.

[2] Solomon D, Lehmann J, Tekalign M, Fritzsche F, Zech W. Sulfur fractions in particle-size separates of the sub-humid Ethiopian highlands as influenced by land use changes. Geoderma, 2001, 102(1/2): 41- 59.

[3] 李新華, 劉景雙, 孫志高, 楊繼松. 三江平原小葉章濕地生態(tài)系統硫的生物地球化學循環(huán). 生態(tài)學報, 2007, 27(6): 2199- 2207.

[4] Aguilera M, de la Luz Mora M, Borie G, Peirano P, Zunino H. Balance and distribution of sulphur in volcanic ash-derived soils in Chile. Soil Biology and Biochemistry, 2002, 34(9): 1355- 1361.

[5] Wang S P, Wang Y F, Chen Z Z, Cui X Y, Schnug E, Haneklaus S. Sulphur status of soils and plants of the Inner Mongolia steppe. Acta Phytoecologica Sinica, 2001, 25(4): 465- 471.

[6] 鮑芳, 周廣勝. 中國草原土壤呼吸作用研究進展. 植物生態(tài)學報, 2010, 34(6): 713- 726.

[7] 戴爾阜, 翟瑞雪, 葛全勝, 吳秀芹. 1980s—2010s內蒙古草地表層土壤有機碳儲量及其變化. 地理學報, 2014, 69(11): 1651- 1660.

[8] 王根緒, 程國棟, 沈永平. 青藏高原草地土壤有機碳庫及其全球意義. 冰川凍土, 2002, 24(6): 693- 700.

[9] He N P, Wang R M, Zhang Y H, Chen Q S. Carbon and nitrogen storage in Inner Mongolian grasslands: relationships with climate and soil texture. Pedosphere, 2014, 24(3): 391- 398.

[10] 秦彧, 宜樹華, 李乃杰, 任世龍, 王曉云, 陳建軍. 青藏高原草地生態(tài)系統碳循環(huán)研究進展. 草業(yè)學報, 2012, 21(6): 275- 285.

[11] 馬建靜, 吉成均, 韓梅, 張婷芳, 閆雪東, 胡東, 曾輝, 賀金生. 青藏高原高寒草地和內蒙古高原溫帶草地主要雙子葉植物葉片解剖特征的比較研究. 中國科學: 生命科學, 2012, 42(2): 158- 172.

[12] 遲鳳琴, 汪景寬, 張玉龍, 魏丹, 周寶庫, 匡恩俊. 東北3個典型黑土區(qū)土壤無機硫的形態(tài)分布. 中國生態(tài)農業(yè)學報, 2011, 19(3): 511- 515.

[13] 王萍, 王雪蓮, 譚小寧, 何冰. 電感耦合等離子體原子發(fā)射光譜法測定土壤中有效硫. 四川地質學報, 2009, 29(4): 494- 496.

[14] 李男, 肖化云, 陳永忠, 周丹, 羅笠, 吳代赦. 江西省表層土壤和苔蘚硫含量及硫同位素組成對比研究. 環(huán)境科學, 2013, 34(10): 3782- 3787.

[15] Barber S A. Soil Nutrient Bioavailability: A Mechanistic Approach. 2nd ed. New York: John Wiley & Sons, Inc, 1995.

[16] 隋常玲, 張民. 不同控釋肥對土壤無機硫組分的影響. 水土保持學報, 2010, 24(6): 158- 162, 212- 212.

[17] Kour S, Arora S, Jalali V K, Mondal A K. Soil sulfur forms in relation to physical and chemical properties of midhill soils of north India. Communications in Soil Science and Plant Analysis, 2010, 41(3): 277- 289.

[18] Wang J K, Solomon D, Lehmann J, Zhang X D, Amelung W. Soil organic sulfur forms and dynamics in the Great Plains of North America as influenced by long-term cultivation and climate. Geoderma, 2006, 133(3/4): 160- 172.

[19] 李瑞利, 柴民偉, 邱國玉, 石福臣, Kaichiro S. 三江平原典型沼澤濕地養(yǎng)分累積與沉積特征. 環(huán)境科學, 2014, 35(8): 2928- 2936.

[20] 曾從盛, 王維奇, 翟繼紅. 閩江河口不同淹水頻率下濕地土壤全硫和有效硫分布特征. 水土保持學報, 2010, 24(6): 246- 250.

[21] Wilhelm Scherer H. Sulfur in soils. Journal of Plant Nutrition and Soil Science, 2009, 172(3): 326- 335.

[22] Goldhaber M B. Sulfur-rich Sediments. Treatise on Geochemistry, 2003, 7:257- 288.

[23] Kasper T, Frenzel P, Haberzettl T, Schwarz A, Daut G, Meschner S, Wang J, Zhu L & Maeusbacher R. Interplay between redox conditions and hydrological changes in sediments from Lake Nam Co (Tibetan Plateau) during the past 4000cal BP inferred from geochemical and micropaleontological analyses. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology, 2013:261- 271.

[24] Zhang J M, Chi F Q, Zhou B K, Wei D, Kuang E J. Sulfur bioavailability of black soil in northeast China. Acta Agriculturae Scandinavica, Section B — Soil & Plant Science, 2014, 63(S2): 172- 179.

[25] Zhou W, He P, Li S T, Lin B. Mineralization of organic sulfur in paddy soils under flooded conditions and its availability to plants. Geoderma, 2005, 125(1/2): 85- 93.

[26] Korentajer L, Byrnes B H, Hellums D T. The Effect of Liming and Leaching on the Sulfur-Supplying Capacity of Soils. Soil Science Society of America Journal, 1983, 47(3): 525- 530.

[27] Solomon D, Lehmann J, Kinyangi J, Pell A, Theis J, Riha S, Ngoze S, Amelung W, Du Preez C, Machado S, Ellert B, Janzen H. Anthropogenic and climate influences on biogeochemical dynamics and molecular-level speciation of soil sulfur. Ecological Applications, 2009, 19(4): 989- 1002.

[28] 孫麗娟, 段德超, 彭程, 何俊昱, 施積炎. 硫對土壤重金屬形態(tài)轉化及植物有效性的影響研究進展. 應用生態(tài)學報, 2014, 25(7): 2141- 2148.

[29] Legay N, Personeni E, Slezack-Deschaumes S, Piutti S, Cliquet J B. Grassland species show similar strategies for sulphur and nitrogen acquisition. Plant and Soil, 2014, 375(1/2): 113- 126.

[30] 張春華, 王宗明, 居為民, 任春穎. 松嫩平原玉米帶土壤碳氮比的時空變異特征. 環(huán)境科學, 2011, 32(5): 1407- 1414.

[31] Uren N C. Cycles of soil: Carbon, nitrogen, sulfur, micronutrients. Soil Biology and Biochemistry, 1987, 19(5): 653.

[32] Bettany J R, Saggar S, Stewart J W B. Comparison of the amounts and forms of sulfur in soil organic matter fractions after 65 years of cultivation. Soil Science Society of America Journal, 1980, 44(1): 70- 75.

[33] 劉偉, 程積民, 高陽, 程杰, 梁萬鵬. 黃土高原草地土壤有機碳分布及其影響因素. 土壤學報, 2012, 49(1): 68- 76.

[34] Amelung W, Zech W, Zhang X, Follett R F, Tiessen H, Knox E, Flach K W. Carbon, Nitrogen, and Sulfur Pools in Particle-Size Fractions as Influenced by Climate. Soil Science Society of America Journal, 1998, 62(1): 172- 181.

[35] 王凡, 朱云集, 路玲. 土壤中的硫素及其轉化研究綜述. 中國農學通報, 2007, 23(5): 249- 253.

[36] 胡正義, 王體健, 曹志洪, 李宗愷, 劉崇群, 趙言文. 大氣干沉降向農田生態(tài)系統輸入硫素通量研究. 土壤學報, 2001, 38(3): 357- 364.

[37] 謝青琰, 高永恒. 凍融對青藏高原高寒草甸土壤碳氮磷有效性的影響. 水土保持學報, 2015, 29(1): 137- 142.

Spatial variation in surface soil sulfur in the temperate grasslands of china and environmental constraints

LIU Xiaoxiao1, WANG Jun1, ZENG Hui1,2,*

1DepartmentofUrbanPlanningandDesign,ShenzhenGraduateSchoolofPekingUniversity,Shenzhen518055,China2DepartmentofUrbanandEnvironmentalSciences,PekingUniversity,Beijing100871,China

Using field data collected in six major temperate grasslands on the Inner Mongolian Plateau and the Tibetan Plateau (Qinghai and Tibet), we analyzed spatial variation in surface soil sulfur and associated environmental constraints. The concentration of sulfur in surface soil (i.e., 0—10 cm depth) was significantly higher in the Tibetan grasslands (430.8 mg/kg) than in the Inner Mongolian grasslands (181.4 mg/kg). The surface soil sulfur was mainly in organic form, and there was relatively little inorganic sulfur at the sampling sites that can be absorbed by plants. The percentages of inorganic sulfur at the sampling sites in the Tibetan and Inner Mongolian grasslands were 24.5% and 14.7%, respectively. The concentrations of surface soil sulfur were significantly positively related to surface soil carbon and nitrogen and negatively related to soil pH. The C/S and N/S ratios were low in all of the study sites, indicating that sulfur could be the major nutrient constraint in vegetation productivity in the temperate grasslands of China. In the Inner Mongolian grasslands, the concentrations of total sulfur, solvent sulfur, and adsorbed sulfur were significantly positively related to annual precipitation and negatively related to annual mean temperature. However, in the Tibetan grasslands, most sulfur types were not associated with climatic factors, except for solvent sulfur, which was significantly positively related to annual precipitation.

surface soil; total sulfur; inorganic sulfur; temperate grasslands

國家重大基礎研究專項資助項目(2012CB956303)

2015- 06- 11;

日期:2016- 04- 12

10.5846/stxb201506111184

*通訊作者Corresponding author.E-mail:zengh@pkusz.edu.cn

劉瀟瀟,王鈞,曾輝.中國溫帶草地土壤硫的分布特征及其與環(huán)境因子的關系.生態(tài)學報,2016,36(24):7919- 7928.

Liu X X, Wang J, Zeng H.Spatial variation in surface soil sulfur in the temperate grasslands of china and environmental constraints.Acta Ecologica Sinica,2016,36(24):7919- 7928.