土壤是仅次于海洋的第二大有机碳库，是陆地上最大的有机碳库，库存量超过1 550 Pg[1]，是大气碳库的3.3倍，是生物碳库的4.5倍[2]。土壤碳库的变化直接影响生态系统碳汇、碳源的性质[3]，是全球生物化学循环中极其重要的生态因子[4]。因此，土壤碳储量的变化对陆地生态系统的碳储存和碳释放起着关键的作用[1, 5]，其较小的变幅即能引起CO2浓度较大的波动[6]。

土壤有机碳在生态环境变化和全球变化下的稳定性是认识土壤碳库对于全球变化的长期效应的基本问题，已成为土壤碳研究的热点[7-8]。决定陆地生态系统中土壤碳生物地球化学行为的关键因素是土壤中碳固持特性[9-10]，其焦点是土壤碳库的分配、结合和稳定性的差异[10]。因此，土壤有机碳的转化过程、保护过程和矿化过程都是涉及土壤有机碳固定与稳定的基础过程。而土壤固碳作用及其机制研究的分子有机化学已经成为土壤碳循环研究的新领域[8]。土壤固碳机制的研究已经深入到土壤颗粒层面的土壤物理-化学-生物学的相互作用及其对有机碳的保护、结合、转化与利用的影响上，而对于物理保护作用、化学稳定作用对不同更新速率的库的影响及其在土壤碳固定上的相对重要性还认识不足[10]。

岩溶区石灰土是在热带、亚热带地区碳酸盐岩经溶蚀风化后的产物。岩溶环境的独特性，赋予了石灰岩土独特而复杂的成土过程，虽然成土机理至今尚未完全清楚，但多数人认为石灰岩土是由碳酸盐岩被溶蚀后不溶物残留风化堆积的结果[11-12]，也有人认为是溶蚀交代的结果[13]。无论何种观点，岩溶作用对石灰岩土的形成和演变产生了深远的影响已成为共识。岩溶区石灰土富钙偏碱的地球化学特点使得土壤腐殖质的形成和特征也具有富钙性[14]，比如腐殖酸与钙凝聚，形成比较稳定的腐殖酸钙。但是岩溶区石灰土中土壤有机碳稳定机制尚不明确。

土壤有机碳的稳定机制主要有3种，即物理保护、化学稳定性和生物化学稳定性[15]。物理保护机制是指土壤有机碳通过形成土壤团聚体或被包裹在团聚体内部，从而减少矿化分解，提高稳定性的过程[16]。团聚体中的物质组成及其有机碳结合机制已成为土壤学的基础科学问题[17]。土壤中固定新碳的团聚体归宿和分配是研究有机碳固定机制的重要内容[18]。研究认为有机碳的团聚体物理保护在有机碳积累中有重要意义[19]，并且土壤有机碳固定中团聚体的保护机制可以用以说明土壤有机碳的固定效应[20]。有机碳被团聚体包裹后或者以颗粒形式存在孔隙中，或者直接与组成微团聚体的矿物颗粒密切联系，所以土壤团聚体过程决定了土壤有机碳被保护的程度[21]，而土壤团聚体结构是土壤多次团聚体的产物[22]，因此，对团聚体内部微观结构特征的研究有助于揭示有机碳的物理保护机制。而团聚体内孔隙的分布模式以及孔隙内水分和空气的分布，决定了土壤中微生物的生存空间与生存环境，因此，团聚体内部孔隙的分布直接影响团聚体中有机物与微生物的接触，从而影响土壤有机碳的稳定性[16]。

获取反映团聚体中土壤有机碳分布的数据，对理解团聚体动态变化及其有机碳固定至关重要[23]，而数据的获取在很大程度上依赖于采用的方法。因此，有效的研究方法是获取土壤结构与土壤有机碳之间相互关系的前提，过去对土壤团聚体结构的研究主要集中于其稳定性(水稳定性、力稳定性)方面，由于研究方法的限制，对团聚体结构的直接研究较少[24]。近年来，断层射线扫描(Computed tomography，CT)技术开始广泛应用于土壤科学研究中，结合数字图像处理技术可以定量研究土壤结构[16, 24-25]。国内外很多学者利用CT技术对土壤的孔隙结构、孔隙大小分布及其与优先流关系等方面进行了大量的研究[24-28]。相比于普通的医用CT，显微CT技术拥有获取快速、成像对比度强、分辨率高的优点，能够捕获到更多的细节特征，因而更适用于团聚体尺度微结构的研究[24]。学者们[24, 29-30]利用显微CT来研究团聚体的微结构，进一步揭示了土壤微结构与土壤团聚体形成等物理过程之间的关系。相关研究表明，岩溶区土壤团聚体的稳定性受母岩[31]、土地利用方式[32-34]和植被类型[35]等影响，并且通过与同纬度同微气候环境下的地带性红壤相比，岩溶区石灰土团聚体稳定性要高[33]。但是对岩溶区石灰土团聚体微结构的特征尚缺乏了解。

土壤有机质某些特定的化学抗性被认为是有机质稳定性的一个重要机制[36]，即土壤有机质的化学结构在碳循环及其稳定性中具有重要的贡献[37]。土壤有机质的主要化学组分包括：10%的碳水化合物、10%的含氮化合物(包括蛋白质、缩氨酸、氨基酸、嘌呤、嘧啶和杂环族化合物)、10%的脂类(烷烃、烯烃、脂肪酸和酯)以及大约70%的腐殖物质[38]。这些化学组分的比例可随着特定环境的变化而变化。由植物组织的微生物降解或合成所产生的疏水性组分越来越多地被固定在腐殖质的亲水性组分中，从而可抑制其进一步降解[39]。较稳定的腐殖质主要含有脂肪类或烷基类的化合物，有机质的疏水性组分可以加强和维持土壤团聚体的稳定性[40]。有机质中的糖类物质(氧烷基碳)多为不稳定、易分解的碳组分，而富含脂肪类物质(烷基碳)或木质素(芳香族碳)的土壤有机碳由于内在的分子特性而表现为相对稳定且不易分解[41-42]。因此，土壤碳是否能够稳定地固持，更取决于土壤碳的化学组成和结构[41, 43]。随着近年来激光分解光谱、固态13C核磁共振波谱、红外光谱和热解质谱测量等土壤原位和非破坏性分析技术和手段等应用，可以在分子水平上更深入地阐明土壤碳固持的状态和过程[37, 44-45]。这些现代分析技术包括固体交叉极化魔角自旋13C核磁共振技术(CPMAS 13C-NMR)和热裂解(四甲基铵氢氧化物)-气相-质谱联用光谱测定技术(Pyr-TMAH-GC/MS)[36-37]。CPMAS 13C-NMR能够对有机质中不同碳原子的信号[46]及不同化学结构的相对数量进行非破坏性的评估，从而检测出有机质降解或腐殖化过程中各碳原子(烷基碳、烷氧碳、芳香碳和羧基碳)的相对变化[47]。TMAH热裂解技术能够较好的保存样品大分子结构中羧基和羟基团的原始结构，并保护这些功能团不受热裂解反应的影响[48-49]。这两种技术可以提供互补的信息，它们的结合对测定有机碳结构非常有利[8]。

土壤有机碳分解释放CO2的过程称为碳矿化，土壤有机碳的矿化受土壤微生物驱动，由土壤酶介导，是土壤中重要的生物化学过程，直接影响到土壤中养分元素的释放和供应、土壤质量的维持以及温室气体的形成等[50]，土壤微生物量碳和溶解有机碳是有机质转化为活性碳的主要形式，其与土壤酶类是反映土壤有机碳转化过程特征的敏感指标[51]。土壤微生物呼吸熵是衡量微生物活性的重要指标[52]，三者均是反映土壤有机质周转的参数[53]。通常微生物熵变大说明土壤碳库正在积累，微生物对土壤碳库的利用效率提高，土壤质量得到改善[52]。土壤酶是由微生物、动植物活体分泌及动植物残骸分解释放于土壤中的一类具有催化能力的生物活性物质[54]，是生态系统物质循环和能量流动中最为活跃的生物活性物质，土壤中的一切生物化学过程都是在土壤酶系统的作用下进行的[55]。土壤有机碳形态的转化大部分也依赖于土壤酶的作用。不同的土壤酶对于土壤有机碳形态的转化具有不同的作用，土壤蔗糖酶、纤维素酶、β-D-葡糖苷酶以及多酚氧化酶和过氧化物酶都是参与土壤有机碳转化与循环的重要酶类[56]。蔗糖酶、纤维素酶以及β-D-葡糖苷酶可以酶解土壤中的大分子的糖类使其变成小分子的、具有相对活性的有机碳。多酚氧化酶和过氧化物酶则能够酶促或氧化芳香类物质的转化而对土壤腐殖质碳的形成起重要作用。酶活性的高低则可以作为预测有机碳形态转变趋势的预警指标[57]。目前，对土壤有机碳矿化的研究大多集中在土壤水分[58-59]、施肥方式[60]、土地利用方式[61]等，不同的耕作方式[62-63]、施肥方式[64]和施肥量[65]以及氮素对于土壤有机碳含量和酶活性的作用方面的研究[51]也较多，但是对于土壤团聚体中与碳转化相关的酶活性的研究则相对较少[56]。对不同土壤团聚有机碳组分及酶活性进行研究，可以发现有机碳组分和与碳组分转化相关的酶活性在土壤团聚体中的分布状况，预测土壤团聚体中有机碳组分的变化趋势，结合土壤有机碳在团聚体中的相对含量状况，进而推测当地土壤结构的变化。

在一些土壤中，钙会影响土壤有机质含量的报到也不少见。钙与有机物质相互作用形成腐殖酸钙, 使有机质得到积累、土壤结构稳定性增加的机制，已被早期很多研究所证实[66-69]。团聚体形成作用被认为是土壤碳固定的最重要机制[19]，特别是对土壤活性碳库的物理保护。Muneer和Oades[70]通过一系列的研究证实土壤有机质是＞250 μm团聚体稳定性的主要因子，并且在有钙和有机质共同存在的条件下比单纯有机质存在的条件下＞2 000 μm稳定团聚体的数量多(图 1)。这说明有机物质的分解和溶解性钙之间的相互作用是影响＞2 000 μm团聚体稳定性的主要原因[70]。张宁等[71]对腾格里沙漠3种土壤有机质和碳酸钙的关系进行研究，结果表明土壤有机质的分布格局与碳酸钙的分布格局大体相同，土壤碳酸钙含量与土壤有机质含量均呈显著的正相关关系，且变化趋势相同；土壤碳酸钙空间异质性的变化与有机质空间异质性的变化具有一致性。王晖[72]通过对南亚热带4种人工林型的研究发现，其凋落物叶和细根的分解速率均与其初始的Ca含量存在显著正相关关系，并且凋落物叶和细根间的Ca和氧烷基碳含量呈现显著的正相关关系。Silver等[73]的研究同样表明Ca浓度和C/N在凋落物分解速率模型中是两个最重要的参数。

土壤有机矿质复合体是形成土壤微团聚体的基础[74]，Al3+、Fe3+、Ca2+等多价金属离子可以充当粘土矿物与腐殖物质之间的键桥，在土壤有机无机复合体形成过程中起着重要的作用[22]，Clough等[75]对草地土壤的研究表明，团聚体物理保护下的有机碳通过钙-金属桥键结合为稳定的有机-矿质复合体，即使施用N肥下土壤微生物活性提高，微生物仍不能有效分解之。虽然目前钙与有机质相互作用的机制没有被定义，但Edwards和Bremner[76]所假定的“阳离子架桥”机制被得到一致的认可。他们提出粘粒-多价阳离子-有机质(C-P-OM)团聚成(C-P-OM)x，进一步团聚生成[(C-P-OM)x]y。

近年来关于钙(碳酸钙)对土壤有机碳的转化与积累关系研究受到关注，Bertrand等[77]用13C示踪的方法，对酸性、碱性和施石灰的农业土壤进行C、N的矿化试验，这对研究土壤无机碳分解量与有机碳矿化量的关系起到重要作用。Oren等[78]对石灰土CaCO3-CO2-H2O平衡进行了研究。但土壤中钙对有机碳积累与转化的影响机理仍没有形成统一的认识。

岩溶区石灰土是在热带、亚热带地区石灰岩经溶蚀风化形成的，岩溶区生境中的基岩多为碳酸盐岩类，其主要化学成分为CaCO3、MgCO3等可溶性盐类。风化物中含钙物种的不断供给，延缓了土壤的脱硅富铝化速度，形成盐基饱和、岩性特征明显的土壤[11]，即使得其上覆土壤形成高pH值、高钙和高HCO3-的特征[14, 79]，并且阳离子交换量较高[80]。除了总量上Ca相对丰富外，石灰土还具有较高的交换态钙含量，而且钙主要是以交换态存在的[81]。姬飞腾等[82]对贵州喀斯特地区石漠化程度不同的4个地区的土壤交换性钙进行测定发现，这4个地区的土壤平均交换性钙比我国非石灰岩地区土壤交换性钙含量高[83-84]。在石灰土盐基离子中Ca占据了90%以上[85]。根据对西南岩溶地区枯枝落叶化学组分的测定可知，同为常绿落叶阔叶混交林下，石灰土上的CaO含量要比酸性土上的高3倍[14]。石灰土土壤有机质含量较丰富，根据第二次全国普查的资料[11]，一般石灰土的有机质含量在40 g/kg以上，高的可达100 g/kg以上，腐殖化程度也较高，腐殖质含量、胡敏酸含量以及胡敏酸与富里酸的比值等，大都较同地带的赤红壤、红壤、黄壤高。在钙质丰富的土壤环境中，细菌及放线菌等微生物活动异常活跃，使有机物不断分解形成腐殖质，并与钙、镁离子结合，形成高度缩合而稳定的腐殖酸钙，从而使石灰土普遍获得腐殖质钙积累，因而比红壤、黄壤的腐殖质积累量高。如贵州省茂兰地区石灰土的腐殖质含量比同一地区的黄红壤高出3倍以上。腐殖质组成中主要以钙结合的胡敏酸占优势(85.4%)，积累了大量不易分解的腐殖质钙[11]。广西的统计资料也表明，有机质平均含量高达44 g/kg以上，易被氧化部分较少，C/N值较低(10:1)，这些都可以证明腐殖酸钙起着明显的作用[11]。黄黎英[86]的研究表明，石灰土DOC含量远远低于红壤，红壤中DOC平均含量为石灰土的7.45倍。曹建华等[87]通过对桂林毛村岩溶地下河流域代表性的岩溶区石灰土、碎屑岩区红壤土壤呼吸排放CO2速率、碳稳定同位素动态变化等监测，结果显示岩溶区石灰土的土壤呼吸排放CO2速率明显低于碎屑岩区红壤。另外，由于Ca2+对有机、无机胶体的凝聚作用，黏粒及粉砂粒紧密结合成团，不易湿胀或分散于水，一般结构较稳定。根据全国第二次土壤普查的结果显示，石灰土表土层>0.25 mm的水稳性团聚体达到70%~80%，孔隙较多，孔隙度为50%~60%。

岩溶区石灰土中固钙和固碳作用是互相作用、互相影响的过程，在岩溶湿润地区的石灰土中钙易受到淋溶作用而流失[14, 88]，岩溶区土壤钙的流失可能是土壤有机碳含量下降的主要因素[88]。在碳酸盐岩类地区，由于特殊的岩溶地貌条件及生物吸收与归还特点，制约着土壤中钙的迁移与富集。通常，土壤中同时进行着淋溶脱钙和富集复钙这两个相互矛盾的成土特征[11]。岩溶湿润地区的土壤水热状况有利于土壤有机碳的矿化，而与土壤全土有机碳相比，钙键结合的有机碳更稳定[89]，也正是由于这部分钙以结合态存在，从而减弱钙的淋溶，在保存钙素方面起到一定的作用。胡乐宁等[90]通过室内模拟实验从钙的形态对土壤有机碳的影响的角度对岩溶区黑色石灰土、棕色石灰土和一种对照土壤(红壤)进行了研究，结果表明，黑色石灰土的水溶态、交换态和有机结合态钙均与土壤有机碳呈现较好的相关性(P < 0.05)；棕色石灰土的交换态钙和有机结合态钙与土壤有机碳呈现较好的相关性(P < 0.05)，而红壤的4种钙形态与土壤有机碳均没有显著相关性。这说明岩溶区交换态钙和有机结合态钙可能是促进土壤有机碳积累的主要钙形态。

笔者通过在桂林毛村选择3种不同演替阶段的石灰土(红色石灰土、棕色石灰土和深棕色石灰土)，对3种石灰土中钙与土壤团聚体、化学结构和矿化等之间的关系进行了研究。结果表明(表 1)，3种土壤均以>0.25 mm粒径团聚体为主。水溶态钙分别与>2 mm粒径团聚体和0.25~0.053 mm粒径团聚体呈极显著负相关关系和显著正相关关系；交换态钙与>2 mm粒径团聚体和2~0.25 mm粒径团聚体呈显著负相关关系和显著正相关关系；酸溶态钙与2~0.25 mm粒径团聚体呈显著正相关关系；而有机结合态钙与各粒径团聚体之间的相关关系均不显著；残渣态钙与>2 mm粒径团聚体和0.25~0.053 mm粒径团聚体呈显著正相关关系和显著负相关关系。这说明各形态钙对土壤团聚体组成具有重要的影响，在土壤团聚体对有机碳的物理保护中具有重要的作用，但是各形态的作用不相一致。红色石灰土以烷基碳和烷氧碳占多数，而深棕色石灰土中则以芳香碳占优势。3种土壤中铁铝键结合态有机碳平均值为钙键结合态有机碳的14倍(图 2)。钙键结合态有机碳仅与有机结合态钙呈显著正相关关系；铁铝键结合态有机碳与酸溶态钙和有机结合态钙均分别呈显著正相关关系。土壤有机碳矿化所释放的CO2-C的分配比例与水溶态钙呈极显著负相关关系，与残渣态钙呈极显著正相关关系；培养90 d累积矿化量与有机结合态钙呈显著正相关关系。培养前后，3种土壤剖面上纤维素酶活性增加幅度较大，促进了土壤有机碳的分解。表明纤维素酶是参与岩溶区土壤有机碳分解的重要酶类。3种土壤剖面上土壤蔗糖酶活性在红色石灰土剖面上减少，而在深棕色石灰土剖面则表现为增加，在棕色石灰土剖面上既有增加也有减少，这说明土壤蔗糖酶活性在岩溶区土壤有机碳分解中的作用较为复杂。蔗糖酶在培养前后均与有机结合态钙呈显著正相关关系；纤维素酶活性在培养前与残渣态钙呈极显著正相关关系，而与水溶态钙及交换态钙呈极显著负相关关系；在培养后与残渣态钙呈极显著负相关关系。

土壤各形态钙在岩溶区石灰土有机碳的物理保护、化学保护和矿化等方面均起到了重要作用，但是具体形成的腐殖酸钙具有怎么样的化学结构, 使得土壤有机碳在土壤中能稳定存在多久仍有待进一步研究。另一方面，Ca2+对石灰土中的有机、无机胶体具有凝聚作用，会增加土壤团聚体的稳定性，但是在钙含量较高的石灰土中，在Ca2+参与下团聚体的表面和内部结构如何对有机碳进行保护使得土壤有机碳的分解和转化与其他土壤不同等等，这些问题都是深入了解岩溶区石灰土土壤有机碳稳定性机理所急需回答的问题，有待后续工作的深入研究。