不同利用方式下亚热带花岗岩流域元素收支平衡及其对土壤酸化的影响①

黄来明，邵明安，贾小旭*，杨金玲，张甘霖*



不同利用方式下亚热带花岗岩流域元素收支平衡及其对土壤酸化的影响①

黄来明1, 2, 3，邵明安1, 3，贾小旭1, 3*，杨金玲2, 3，张甘霖2, 3*

(1 中国科学院地理科学与资源研究所生态系统网络观测与模拟院重点实验室，北京 100101；2土壤与农业可持续发展国家重点实验室（中国科学院南京土壤研究所），南京 210008；3 中国科学院大学，北京 100049)

选取亚热带花岗岩区不同利用方式下的3个相邻小流域 (F：100% 森林；FA1：82% 森林 + 18% 农田；FA2：76% 森林 + 24% 农田)，通过定期监测与分析雨水和径流水的元素组成，获得了流域尺度元素的降水输入与径流输出特征，在此基础上分析了元素收支平衡及其对土壤酸化的影响。结果表明：雨水中离子输入总量为181.74 kg/(hm2·a)，夏季输入量约占全年输入量的45%，Ca2+、Na+和NH4+约占阳离子输入总量的80%，SO2– 4和NO– 3约占阴离子输入总量的74%。F、FA1和FA2流域径流水中离子输出总量分别为236.81，153.17和243.36 kg/(hm2·a)，夏季输出量约占全年输出量的39% ~ 47%，Ca2+和Na+约占阳离子输出总量的81% ~ 86%，SO2– 4和NO– 3约占阴离子输出总量的65% ~70%。降水和径流水的元素收支平衡表明，F、FA1和FA2流域中SO2– 4、NO– 3、Cl–、NH4+和H+均表现为净输入，其中SO2– 4的净滞留量最高，分别为13.7、30.43和20.49 kg/(hm2·a)；而Ca2+、Mg2+和Na+均表现为净输出，其中Na+的净输出量最高，分别为28.99、14.96和31.76 kg/(hm2·a)。F、FA1和FA2流域内酸雨直接输入的H+为818 mol/(hm2·a)，而流域内氮素转化产生的H+分别为396、389和401 mol/(hm2·a)，占H+输入总量的32% ~ 33%。F、FA1和FA2流域的土壤酸化速率分别为996、1 069和1 035 mol/(hm2·a)，表明即使不考虑农业施肥的情况下农林复合流域(FA1和FA2) 的土壤酸化速率仍高于森林流域(F)。

流域；酸沉降；收支平衡；季节变化；土壤酸化速率

随着中国经济的快速发展以及对粮食和能源需求的持续增加，中国的氮、硫排放和沉降水平也在不断增加，其中热带和亚热带地区表现尤为明显[1-2]。这些日益加剧的氮、硫排放和沉降对生态系统的发展具有双重效应，一方面可为植物生长提供营养元素[3]，从而促进和提升生态系统的碳汇功能[4]；另一方面长期的氮、硫沉降将导致酸沉降的危害进一步加重和蔓延[5-6]，从而引起土壤养分流失和森林衰退[7-9]。已有的研究表明，氮、硫的持续沉降使得欧美等许多森林流域已到达氮饱和状态[10-11]，土壤和水体的酸缓冲能力也随之下降[12]；同时，由氮、硫引起的酸沉降长期作用会进一步引起土壤和水体酸化[13-15]，从而对陆地和水生生态系统的结构和功能产生严重危害。

与欧美等温带地区森林流域相比，我国热带和亚热带地区土壤风化强度较高，并且受到农业活动的强烈影响，因此，这些地区生态系统对氮、硫沉降的响应与温带地区应有很大差别，然而相关研究较少。同时，国内已有的研究往往以田块尺度为主要对象研究单一土地利用方式下元素的输入输出与平衡，并不能说明区域或者流域尺度下不同土地利用方式对元素收支和平衡的影响。本研究采用流域方法，通过监测我国亚热带地区3个相邻流域 (F：100% 森林；FA1：82% 森林 + 18% 农田；FA2：76% 森林 + 24% 农田) 雨水和径流水的元素组成，分析不同利用方式下流域元素的输入与输出特征，在此基础上探讨元素的收支平衡及其对土壤酸化的影响，以期了解不同利用方式下元素的生物地球化学循环及其源或汇的特征，从而为流域生态系统的可持续利用与管理提供参考。

1 研究区概况

皖南地区位于安徽省南部，长江以南，北接滨江平原，东、南、西三面分别与浙西和赣东北部的低山丘陵相连，地理位置为29°41′ ~ 31°20′ N，116°38′ ~ 119°37′ E，是北亚热带和中亚热带的过渡地区。该区属亚热带湿润季风气候，年均气温约为16°C，年均降雨量约为1 500 mm[16-18]。该区地质构造属于扬子凹陷与江南台隆的过渡地带，地区内以陆相碎屑沉积物为主。植被主要为常绿针叶林，以冷杉和云杉为主，局部也有一些竹林、马尾松和灌丛，部分平坦的山地被开垦为旱地、茶园、桑园和水田[19]。区内土壤主要由花岗岩发育而来，土壤类型主要有铝质湿润雏形土和简育水耕人为土等[17-18]。本研究选取位于安徽泾县包合乡厚岸村的3个相邻小流域作为研究对象(图1)，分别为凤形庄流域(F)、上滩流域(FA1)和西龙流域(FA2)，流域概况见表1。

2 研究原理与方法

2.1 研究原理

本研究采用流域方法，其基本原理是将流域看作一个整体，根据元素的降雨输入量和径流输出量计算流域元素的收支平衡[20]。由于本研究选取的3个小流域母岩都为花岗岩，基岩不透水，因此，地下水对元素输入与输出的影响可以忽略不计。此外，假定3个小流域均处于稳定状态，即植物从土壤中吸收元素的量等于其向土壤中归还的量。通过定期监测雨水和径流水的元素组成，确定元素的降雨输入和径流输出，在此基础上计算元素收支平衡：

Q净滞留量=Q雨水–Q径流水(1)

Q雨水=0.01×c · q(2)

式中：c为雨水样品中元素的浓度(mg/L)；q为雨水样品的降雨量(mm)；Q雨水为雨水中元素的输入量(kg/hm2)，0.01为单位转换系数。采用相同的方法可以计算径流水中元素的输出量。

表1 流域的基本特征

注：①流域面积采用Arc/GIS数字高程模型 (DEM) 来计算；②土地利用方式根据卫星遥感影像 (TM) 来划分；③当地农作物(水稻)种植为一年一季，作物收获后进行休田。

2.2 雨水和径流水的采集与分析

从2007年3月到2009年2月对3个小流域的雨水和径流水进行监测和采样，采样周期为每周1次。在3个相邻小流域的中间，建立了雨水监测点，代表每个流域的雨水。用干湿沉降自动采样仪(青岛普仁PSC-Ⅲ型)收集雨水，用小型气象站(美国Watch Dog小型便携式自动气象站900ET)监测降雨量。在3个小流域的出口处分别修建了标准堰，并安装了自动采样仪(美国ISCO6712型自动采样仪)。自动采样仪连接水位监测探头，可以监测水位的变化，当水位每30 min内上升达到2 cm时，自动采样仪就进行采样，并可根据水位的变化持续采样；同时，自动采样仪可以根据水位监测数据和标准堰的参数计算出径流量。

雨水和径流水样品采集后立即用pH计(PHS-3C型)与电导仪(DDS-307型) 测定pH和电导率，然后用中速定量滤纸过滤，加入百里酚防腐剂后装入聚乙烯样品瓶中置于冰箱4°C左右暗处保存。雨水和径流水中主要的阴离子和阳离子(NO– 3、SO2– 4、Cl–、NH4+、K+、Na+、Ca2+、Mg2+和可溶性Si) 测定方法参照《水与废水监测分析》第四版[21]。

2.3 数据处理

采用数据分析和制图软件Origin8.5绘图，统计软件SPSS 13.0 for Windows进行相关分析。

3 结果与讨论

3.1 流域降雨量和径流量

降雨量与径流量的大小及其动态变化是影响元素输入与输出量的重要因素。监测期间年平均降雨量为1 514 mm/a，夏季降雨量最大，占年降雨量的48% 左右，冬季降雨量最小，只占年降雨量的12% 左右(图2)。3个小流域(F、FA1和FA2)的年平均径流深分别为755，366和 611 mm/a，径流系数分别为50%，24%和40%。3个小流域的径流深均为夏季最大，冬季最小，径流深与降雨量呈现相同的变化趋势(图2)。3个小流域(F、FA1和FA2)的径流深均与降雨量显著相关，相关系数分别为0.91 (=36，<0.01)，0.92 (=36，<0.01) 和0.95 (=36，<0.01)，表明降雨量是影响径流量大小的主要因素。同一地区相同气候条件下3个小流域的径流系数不同，这主要是受下垫面条件、植被、地形和人为活动等因素的影响[22]。

3.2 流域雨水中离子输入量

监测期间雨水中离子输入总量每季为28.11 ~ 80.91 kg/hm2(表2)，年均离子输入量为181.74 kg/(hm2·a)，远低于亚热带其他地区雨水中离子输入量[23-24]。雨水中离子输入总量夏季最高，冬季最低(表2)，这与监测期间降雨量的变化趋势一致(图2)。雨水中阳离子输入以Ca2+、Na+和NH4+为主，占阳离子输入总量的80%以上；阴离子以SO2– 4和NO– 3为主，约占阴离子输入总量的74% (表2)。流域所处的安徽泾县是宣纸之乡[25]，造纸厂排放的HCl在空气中溶于雨水可能是导致雨水中Cl–输入量较高的主要原因。雨水中除NH4+和H+外，其他离子的输入量均为夏季最高，其中阳离子输入量均为秋季最低，而阴离子输入量均为冬季最低(表2)。雨水中SO2– 4和NO– 3输入量的季节变化规律一致，而K+、Na+和Ca2+输入量的季节变化规律一致。H+输入量冬季最高，这主要是因为冬季酸雨严重，雨水中H+浓度较高引起的；而NH4+输入量春季最高，这是由于春耕时大量施用氮肥，氨挥发使得雨水中NH4+浓度较高引起的。综上所述，监测期间不同季节雨水中离子输入量不仅受降雨量的影响，同时也受雨水中离子浓度影响，这与前人在其他地区得到的结果一致[23-24]。

表2 监测期间雨水中离子输入量(kg/hm2)

注：各季度雨水离子输入量为3年相应季度离子输入量的平均值，括号中为标准差。

3.3 流域径流水中离子输出量

监测期间3个流域(F、FA1和FA2) 径流水中离子输出总量每季分别为25.18 ~ 110.32，23.63 ~ 60.49和27.02 ~ 111.44 kg/hm2(表3)，年均离子输出量分别为236.81，153.17和243.36 kg/(hm2·a)，与Hubbard Brook流域径流水中年均离子输出量相接近[20]。3个流域径流水中离子输出量均以夏季最高，约占全年离子输出量的39% ~ 47%，这一方面是因为夏季径流量最高(图2)，另一方面与夏季高温高湿加速土壤风化有关[26]。3个流域径流水中阳离子输出均以Ca2+和Na+为主，其次为Mg2+，H+输出量最低；阴离子输出均以SO2– 4为主，其次为NO– 3和Cl–(表3)。3个流域径流水中几乎无H+输出，表明当前流域对酸沉降具有较强的缓冲能力。3个流域径流水中氮素输出均以NO– 3为主，这是由于土壤中胶体带负电荷，更容易吸附带正电荷的NH4+ [27]。同时，与NO– 3相比，NH4+更容易被植物所吸收利用[28-29]。此外，NH4+进入土壤中会发生硝化作用[30-31]，也可能导致径流水中氮素输出以NO– 3为主。F流域和FA2流域径流水中各离子输出量均为夏季>春季>秋季>冬季，而FA1流域径流水中K+、Na+、NH4+、Cl–、SO2– 4的输出量为夏季>春季>冬季>秋季，Ca2+、Mg2+和NO– 3输出量为夏季>冬季>春季>秋季。过去的研究表明，流域径流水中离子输出量的季节变化主要受气候、水文条件、土壤风化以及人为活动等因素的影响[20, 32-33]。

FA2流域径流水中除SO2– 4和Cl–外，其他离子的输出量均高于F流域，这主要是由于F流域是森林流域，不受人为活动的影响，而FA2流域是农林混合流域，受到农业活动的影响。已有的研究表明，流域内农业活动会加剧氮素流失[34]，从而导致径流水中氮素输出量增加；同时，流域内农业活动会加速土壤风化[35]，从而使得FA2流域径流水中盐基离子输出量明显高于F流域。F流域径流水中SO2– 4和Cl–输出量却高于FA2流域，这可能与F流域具有较高的径流深和径流系数有关(图2)。与FA2不同，FA1流域内也具有农业活动，但其离子输出量却低于F流域，这主要是由于FA1流域沟道狭窄，流域内农田截水灌溉大大减小了FA1流域的径流量(图2)，从而使得FA1流域离子输出量明显低于相邻的其他2个小流域(表3)。

3.4 基于降水和径流的流域元素收支平衡

基于降水和径流水的流域元素收支平衡表明，3个流域中SO2– 4、NO– 3、Cl–、H+和NH4+均表现为净输入，而盐基离子Ca2+、Mg2+和Na+均表现为净输出(图3)。与欧美等森林流域“氮饱和”相比[10-11]，我国亚热带地区以森林为主的流域仍然是氮汇(图3)。流域生态系统的“氮汇”功能主要是因为氮被固定在生物或土壤中，然而，流域内生物和土壤对“氮汇”的相对贡献目前尚不明确[36-38]，有待于进一步研究。F流域和FA2流域中K+表现为净输出，而FA1流域中K+表现为净输入(图3)。3个流域(F、FA1和FA2)中净滞留量最高的均为SO2– 4，分别为13.7，30.43和20.49 kg/(hm2·a)，其次为NO– 3、Cl–和NH4+；净输出量最高的均为Na+，分别为28.99，14.96和31.76 kg/(hm2·a)，其次为Ca2+和Mg2+(图3)。Cl–通常被认为是惰性示踪剂，在流域内的输入与输出基本保持平衡。然而，本研究中3个流域(F、FA1和FA2) 均表现为Cl–的汇。Svensson等[39]计算了32个森林流域Cl–的输入与输出平衡，结果表明，许多森林流域是Cl–的汇，并认为这可能是由于暴雨事件、监测频率以及地下水渗漏等引起的。3个流域(F、FA1和FA2)中H+的净滞留量分别为0.81，0.82和0.81 kg/(hm2·a)，而雨水中H+的输入量为0.83 kg/(hm2·a)，表明降水输入的H+几乎全部滞留在流域内。

与森林流域(F)相比，FA1和FA2流域Mg2+、Ca2+和Na+的净输出量均低于F流域(图3)；相反，FA1和FA2流域内SO2– 4和Cl–的净滞留量却高于F流域(图3)。这主要是由于FA1和FA2流域的径流深和径流系数远低于F流域(图2)，具有农业活动的农林复合流域(FA1和FA2)内农田截水灌溉会导致其径流量和离子输出量下降。3个流域(F，FA1和FA2)氮素净滞留量分别为N 11.05，12.19和 9.57 kg/(hm2·a)。

3.5 流域元素输入输出平衡对土壤酸化的影响

引起土壤酸化的质子(H+)不仅来源于酸雨直接输入的H+，同时生态系统内氮素转化也会产生大量的H+[31, 40-41]。因此，监测期间流域内酸沉降直接输入的H+和氮素转化间接产生的H+是土壤中致酸H+的两个重要来源。Van Bremeen等[31]与De Vries和Breeuwsma[40]根据氮素在流域内的迁移和转化过程，提出了利用流域氮素收支平衡计算由氮素转化产生H+的计算方法(表4)。Yang等[42]指出进入土壤中的H+一部分参与土壤矿物风化，另一部分参与阳离子交换反应，前者消耗H+不会引起土壤酸化，而后者促进盐基离子的径流输出是导致土壤酸化的主要原因。因此，土壤酸化速率为流域内H+产生速率与矿物风化消耗H+速率之差(表4)。从表4可以看出，3个流域(F、FA1和FA2)内酸雨直接输入的H+818 mol/(hm2·a)，而流域内氮素转化产生的H+分别为396，389和401 mol/(hm2·a)，占H+输入总量的32% ~ 33%。过去的研究表明，无论是酸雨直接输入的H+，还是流域内氮素转化产生的H+，进入土壤后会置换土壤胶体所吸附的交换性盐基阳离子，这一方面会加速盐基离子的淋失[43]，另一方面会导致土壤缓冲能力下降和养分流失[44]，这些过程反之又会加速土壤的酸化进程[45-46]。3个流域(F、FA1和FA2)的土壤酸化速率分别为996，1 069和1 035 mol/(hm2·a)，表明即使不考虑农业施肥的情况下农林复合流域(FA1和FA2)的土壤酸化速率仍高于森林流域(F)。

表3 监测期间3个小流域径流水中离子输出量(kg/hm2)

注：各季度径流水中离子输出量为3年相应季度离子输出量的平均值，括号中为标准差。

表4 监测期间3个小流域的土壤酸化速率(mol/(hm2·a))

注: 计算土壤酸化速率时假定流域处于稳定状态，不考虑生物的影响，并且农业流域未考虑元素人为输入的影响；系数0.5的依据为流域内花岗岩主要矿物风化方程式，每消耗1 mol H+产生2 mol 可溶性Si[41]:NaAlSi3O8+ H++ 9/2H2O → Na++ 2H4SiO4+ 1/2 Al2Si2O5(OH)4。

4 结论

监测流域的雨水离子输入总量为181.74 kg/(hm2·a)，夏季输入量约占全年输入量的45%，Ca2+、Na+和NH4+约占阳离子输入总量的80%，SO2– 4和NO– 3约占阴离子输入总量的74%。3个流域(F，FA1和FA2)径流水中离子输出总量分别为236.81，153.17和243.36 kg/ (hm2·a)，夏季输出量约占全年输出量的39% ~ 47%，Ca2+和Na+约占阳离子输出总量的81% ~ 86%，SO2– 4和NO– 3约占阴离子输出总量的65% ~ 70%。基于降水和径流水的元素收支平衡表明，3个流域(F，FA1和FA2)中SO2– 4、NO– 3、Cl–、H+和NH4+均表现为净输入，其中SO2– 4的净滞留量最高，分别为13.7，30.43和20.49 kg/(hm2·a)；而Ca2+、Mg2+和Na+均表现为净输出，其中Na+的净输出量最高，分别为28.99，14.96和31.76 kg/(hm2·a)。3个流域(F、FA1和FA2)内酸雨直接输入的H+818 mol/(hm2·a)，而流域内氮素转化产生的H+分别为396，389和401 mol/ (hm2·a)，占H+输入总量的32% ~ 33%。3个流域(F、FA1和FA2)的土壤酸化速率分别为996，1 069和1 035 mol/(hm2·a)，表明即使不考虑农业施肥的情况下农林复合流域(FA1和FA2)的土壤酸化速率仍高于森林流域(F)。

[1] Chen X Y, Mulder J. Atmospheric deposition of nitrogen at five subtropical forested sites in South China[J]. Science of the Total Environment, 2007, 378: 317–329

[2] Cui J, Zhou J, Peng Y, et al. Atmospheric wet deposition of nitrogen and sulfur to a typical red soil agroecosystem in Southeast China during the ten-year monsoon seasons (2003–2012) [J]. Atmospheric Environment, 2014, 82: 121–129

[3] He C E, Liu X J, Fangmeier A, et al. Quantifying the total airborne nitrogen-input into agroecosystems in the North China Plain[J]. Agriculture, Ecosystems & Environment, 2007, 121: 395–400

[4] Frey S D, Ollinger S, Nadelhoffer K, et al. Chronic nitrogen additions suppress decomposition and sequester soil carbon in temperate forests [J]. Biogeochemistry, 2014, 121: 305–316

[5] Zhang X, Jiang H, Jin J, et al. Analysis of acid rain patterns in northeastern China using a decision tree method[J]. Atmospheric Environment, 2012, 46: 590–596

[6] Lu X, Fung J C H, Wu D. Modeling wet deposition of acid substances over the PRD region in China[J]. Atmospheric Environment, 2015, 122: 819–828

[7] Dise N B, Wright R F. Nitrogen leaching from European forests in relation to nitrogen deposition[J]. Forest Ecology and Management, 1995, 71: 153–161

[8] Fang Y T, Gundersen P, Mo J M, et al. Nitrogen leaching in response to increased nitrogen inputs in subtropical monsoon forests in southern China [J]. Forest Ecology and Management, 2009, 257: 332–342

[9] Johnson A H, Siccama T G. Acid deposition and forest decline[J]. Environmental Science & Technology, 1983, 17: 294A–305A

[10] Aber J, McDowell W, Nadelhoffer K, et al. Nitrogen saturation in temperate forest ecosystems[J]. BioScience, 1998, 48: 921–934

[11] Aber J D, Magill A H. Chronic nitrogen additions at the Harvard Forest (USA): The first 15 years of a nitrogen saturation experiment [J]. Forest Ecology and Management, 2004, 196: 1–5

[12] Lieb A M, Darrouzet-Nardi A, Bowman W D. Nitrogen deposition decreases acid buffering capacity of alpine soils in the southern Rocky Mountains[J]. Geoderma, 2011, 164: 220–224

[13] Stevens C J, Dise N B, Gowing D J. Regional trends in soil acidification and exchangeable metal concentrations in relation to acid deposition rates [J]. Environmental Pollution, 2009, 157: 313–319

[14] Reuss J O, Johnson D W. Acid deposition and the acidification of soils and waters[M]. Springer Science & Business Media, 2012, 28–36

[15] Wen X, Duan C, Zhang D. Effect of simulated acid rain on soil acidification and rare earth elements leaching loss in soils of rare earth mining area in southern Jiangxi Province of China[J]. Environmental Earth Sciences, 2013, 69: 843–853

[16] 杨金玲, 张甘霖, 黄来明. 典型亚热带花岗岩地区森林流域岩石风化和土壤形成速率研究[J]. 土壤学报, 2013, 50(2): 253–259

[17] 黄来明, 杨金玲, 张甘霖. 我国亚热带丘陵地区流域氮素的平衡与源汇特征[J]. 环境科学, 2010, 31: 2981–2987

[18] Huang L, Yang J, Zhang G. Nitrogen sink in a small forested watershed of subtropical China[J]. Journal of Environmental Sciences, 2011, 23: 468–475

[19] 顾也萍, 刘付程. 皖南紫红色砂石岩上发育土壤的系统分类研究[J]. 土壤学报, 2007, 44: 776–783

[20] Likens G E, Bormann F H. Biogeochemistry of a forested ecosystem[M]. 2 ed. New York: Springer-Verlag, 1995:1–4

[21] 国家环境保护总局《水和废水监测分析方法》编委会. 水和废水监测分析方法(第四版) [M]. 北京: 中国环境科学出版社, 2002. 258–284

[22] 詹道江, 叶守泽. 工程水文学(第三版) [M]. 北京: 中国水利水电出版社, 2000: 7–43

[23] Liu L, Zhang X, Lu X. The composition, seasonal variation, and potential sources of the atmospheric wet sulfur (S) and nitrogen (N) deposition in the southwest of China[J]. Environmental Science and Pollution Research, 2015, 23: 1–13

[24] Li S Q, Zhang G L, Yang J L, et al. Multi-source characteristics of atmospheric deposition in Nanjing, China, as controlled by East Asia monsoons and urban activities[J]. Pedosphere, 2016, 26: 374–385

[25] Wu S X. The inheritance and development process of Chinese Xuan paper industry[J]. China Pulp and Paper Industry, 2008, 23: 62–67

[26] Huang L, Zhang G, Yang J. Weathering and soil formation rates based on geochemical mass balances in a small forested watershed under acid precipitation in subtropical China[J]. Catena, 2013, 105: 11–20

[27] Huang L M, Zhang X H, Shao M A, et al. Pedogenesis significantly decreases the stability of water-dispersible soil colloids in a humid tropical region[J]. Geoderma, 2016, 274: 45–53

[28] Presscott C E. The influence of the forest canopy on nutrients cycling [J]. Tree Physiology, 2002, 22: 1193–1200

[29] Zhang G, Zeng G M, Jiang Y M, et al. Seasonal ionic exchange in two-layer canopies and total deposition in a subtropical evergreen mixed forest in Central-south China [J]. Annals of Forest Science, 2006, 63: 887–896

[30] Likens G E, Bormann F H, Johnson N M. Nitrification: Importance to nutrient losses from a cutover forest ecosystem[J]. Science, 1969, 163: 1205–1206

[31] Van Breemen N, Driscoll C T, Mulder J. Acidic deposition and internal proton sources in acidification of soils and waters[J]. Nature, 1984, 307: 599–604.

[32] Li S, Xu Z, Wang H, et al. Geochemistry of the upper Han River basin, China 3. Anthropogenic inputs and chemical weathering to the dissolved load[J]. Chemical Geology, 2009, 264: 89–95

[33] Chetelat B, Liu C Q, Zhao Z Q, et al. Geochemistry of the dissolved load of the Changjiang Basin rivers: anthropogenic impacts and chemical weathering[J]. Geoc­himica et Cosmochimica Acta, 2008, 72: 4254–4277

[34] Rekolainen S. Phosphorus and nitrogen load from forest and agricultural areas in Finland [J]. Aqua Fennica, 1989, 19: 95–107

[35] Pace T. Rates of weathering and erosion derived from mass balance in small drainage basins[M]//Colman S M, Dethier D P. Rates of Chemical Weathering of Rocks and Minerals.Academic Press, New York, NY, 1986, 531–550

[36] Vitousek P M, Matson P A. Mechanisms of nitrogen retention in forest ecosystems: a field experiment[J]. Science, 1984, 225: 51–52

[37] Goodale C L, Lajtha K, Nadelhoffer K J, et al. Forest nitrogen sinks in large eastern US watersheds: estimates from forest inventory and an ecosystem model[J]. Biogeochemistry, 2002, 57/58: 239–266

[38] Van Breemen N, Boyer E W, Goodale C L, et al. Where did all the nitrogen go? Fate of nitrogen inputs to large watersheds in the northeastern USA [J]. Biogeochemistry, 2002, 57/58: 267–293

[39] Svensson T, Lovett G M, Likens G E. Is chloride a conservative ion in forest ecosystems? [J]. Biogeoche­mistry, 2012, 107: 125–134

[40] De Vries W, Breeuwsma A. The relation between soil acidification and element cycling[J]. Water, Air and Soil Pollution, 1987, 35: 293–310.

[41] 徐仁扣. 土壤酸化及其调控研究进展[J]. 土壤, 2015, 47(2): 238–244

[42] Yang J L, Zhang G L, Huang L M, et al. Estimating soil acidification rate at watershed scale based on the stoichiometric relations between silicon and base cations[J]. Chemical Geology, 2013, 337: 30–37

[43] Huang L M, Yang J L, Thompson A, et al. Proton production from nitrogen transformation drives stream export of base cations in acid-sensitive forested watersheds[J]. Ecological Indicators, 2015, 48: 348–357

[44] Zhu Q, De Vries W, Liu X, et al. The contribution of atmospheric deposition and forest harvesting to forest soil acidification in China since 1980 [J]. Atmospheric Environment, 2016. doi:10.1016/j.atmosenv.2016.04.023

[45] Bowman W D, Cleveland C C, Halada Ĺ, et al. Negative impact of nitrogen deposition on soil buffering capacity[J]. Nature Geoscience, 2008, 1: 767–770

[46] 汪吉东, 许仙菊, 宁运旺, 等. 土壤加速酸化的主要农业驱动因素研究进展[J]. 土壤, 2015, 47(4): 627–633

Element Budgets and Their Impacts on Soil Acidification in Granitic Watersheds Under Different Land Uses in Subtropical China

HUANG Laiming1, 2, 3, SHAO Ming’an1, 3, JIA Xiaoxu1, 3*, YANG Jinling2,3, ZHANG Ganlin2, 3 *

(1 Key Laboratory of Ecosystem Network Observation and Modeling, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China; 2 State Key Laboratory of Soil and Sustainable Agriculture, Institute of Soil Science, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China; 3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

The regional element budgets are primarily important to understand the function of ecosystems and to establish the corresponding management practices. This study takes three adjacent small watersheds (F: 100% forest, FA1: 82% forest + 18% farmland and FA2: 76% forest + 24% farmland) with different land uses as the monitoring areas, which are located in the granitic region of subtropical China. Element inputs in rain water and outputs in stream water were detected and quantified from March of 2007 to February of 2010. The characteristics of element budgets at watershed scale and their effects on soil acidification were discussed. The results showed that the total ion input in the rain water was 181.74 kg/(hm2·a), with the summer input accounting for 45%. Ca2+, Na+and NH4+contributed 80% to the total cation input, while SO2– 4and NO– 3contributed 74% to the total anion input, respectively. The total ion outputs in stream water of the three watersheds (F, FA1 and FA2) were respectively 236.81, 153.17 and 243.36 kg/(hm2·a), with summer output accounting for 39%-47%. Ca2+and Na+contributed 81%-86%, to the total cation output, while SO2– 4and NO– 3contributed 65%-70% to the total anion output. The element budgets of the three watersheds (F, FA1 and FA2) based on precipitation input and stream output demonstrated that there was a net sink of SO2– 4, NO– 3, Cl–, H+and NH4+, while a net source of Ca2+, Mg2+and Na+. SO2– 4showed the highest net retention, while Na+showed the highest net export. The net retention of SO2– 4in the three watersheds (F, FA1 and FA2) were 13.7, 30.43 and 20.49kg/(hm2·a), respectively, while the net exports of Na+in the three watersheds (F, FA1 and FA2) were 28.99, 14.96 and 31.76 kg/(hm2·a), respectively. H+input directly from acid rain was 818 mol/(hm2·a), while H+production from nitrogen transformation in the three watersheds were 396, 389 and 401 mol/(hm2·a), accounting for 32%-33% of the total H+input, respectively. Soil acidification rates in the three watersheds (F, FA1 and FA2) were 996, 1 069 and 1 035 mol/(hm2·a), respectively, showing that the rates of soil acidification in watersheds (FA1 and FA2) with agricultural activities were higher than that of forest watershed (F), even though the element inputs from agricultural fertilization was not taken into account.

Watershed; Acid deposition; Input-output budget; Seasonal variation; Soil acidification rate

10.13758/j.cnki.tr.2017.03.024

P595; X142

A

国家自然科学基金国际合作与交流项目 (41571130051) 和中国科学院南京土壤研究所土壤与农业可持续发展国家重点实验室开放基金项目(Y20160003)资助。

(jiaxx@igsnrr.ac.cn；glzhang@issas.ac.cn)

黄来明(1984—)，男，浙江安吉人，博士，主要从事土壤发生与地球化学研究。Email: huanglm@igsnrr.ac.cn