半干旱區(qū)退化草地開墾為苜蓿地對土壤無機碳的影響

摘要：為分析半干旱區(qū)退化草地開墾后土壤無機碳儲量的變化，探討開墾對土壤無機碳的影響機制，以半干旱區(qū)開墾農(nóng)田（苜蓿地）為研究對象，以鄰近的退化草地（荒漠草原）作為對照，借助碳穩(wěn)定同位素技術(shù)，測定并計算0-300 cm土壤深度土壤無機碳（SIC）、次生碳酸鹽（PIC）和原生碳酸鹽（LIC）的儲量。結(jié)果表明，與退化草地相比，苜蓿地0-300 cm處的SIC總儲量顯著增加了88.42 Mg·hm-2，PIC總儲量顯著增加了105.71 Mg·hm-2，LIC總儲量顯著減少了17.29 Mg·hm-2。退化草地開墾促進了PIC在深層土壤的積累，進而促進了SIC的增加，表明開墾能夠增強半干旱地區(qū)土壤的固碳能力，且PIC的增加導(dǎo)致了SIC的凈累積。

關(guān)鍵詞：土壤無機碳；次生碳酸鹽；原生碳酸鹽；退化草地；開墾農(nóng)田

中圖分類號：S812.2 文獻標志碼：A 文章編號：1672-2043（2024）07-1542-07 doi：10.11654/jaes.2024-0174

土壤碳儲量大約為陸地生態(tài)系統(tǒng)植被碳儲量的2.5-3．0倍，為大氣碳庫的2-3倍。土壤碳庫由土壤有機碳（SOC）庫和土壤無機碳（SIC）庫構(gòu)成。SOC是衡量土壤肥力的重要指標，在土壤養(yǎng)分循環(huán)、提高土壤肥力以及維持和鞏固土壤結(jié)構(gòu)等方面起重要作用。因此，越來越多的研究關(guān)注于SOC庫的儲量與變化。SIC是土壤中含碳無機物的總稱，其儲量僅次于SOC，占全球土壤碳總量的38%。在植被恢復(fù)后影響區(qū)域碳收支方面，SIC與SOC具有同樣的重要性。尤其在干旱和半干旱地區(qū)，SIC作為土壤碳庫的主要形態(tài)，0-200 cm土層土壤中的SIC儲量可能是SOC的10倍，甚至17倍，且SIC積累速率很快，達到了SOC積累速率的1.4倍，易受到大氣、水、鹽分等因素的影響。因此，SIC的微小波動會造成很大影響，研究半干旱地區(qū)SIC對于評估區(qū)域碳收支具有重要的意義。然而，與SOC不同，很少有研究關(guān)注SIC的動態(tài)變化。

SIC根據(jù)不同存在形態(tài)可分為氣態(tài)的土壤CO2、液態(tài)的CO2-3溶液和固態(tài)的碳酸鹽，土壤中氣態(tài)和液態(tài)無機碳數(shù)量相對于固態(tài)的碳酸鹽來說較少，因此認為SIC的主要成分是碳酸鹽。SIC主要包括原生碳酸鹽（LIC）和次生碳酸鹽（PIC）。LIC來源于成土母質(zhì)或母巖，是未經(jīng)風(fēng)化成土作用而自然保存下來的碳酸鹽；PIC是通過土壤的風(fēng)化成土作用，LIC與土壤中的CO2和水通過一系列化學(xué)反應(yīng)經(jīng)過溶解再沉淀而形成，其與土壤碳酸鹽的溶解、沉積以及SOC分解CO2的再轉(zhuǎn)化密切相關(guān)。LIC和PIC的數(shù)量可以通過測量SIC的δ13C值（δ13C-SIC）、SOC的δ13C值（δ13C-SOC）和SIC含量來量化。LIC和PIC沿土壤剖面的變化敏感而清晰地反映了SIC的溶解、轉(zhuǎn)移和沉淀，可以更好地理解SIC變化的機制。因此，分析LIC和PIC的變化，將有助于進一步明晰SIC的變化。

我國干旱和半干旱區(qū)農(nóng)田面積為2.02×107 hm2。其中，僅依靠降水為水源的農(nóng)田（雨養(yǎng)農(nóng)田）占45%，同時依靠灌溉與降水的農(nóng)田（灌溉農(nóng)田）占55%。與雨養(yǎng)農(nóng)田相比，灌溉農(nóng)田更易受到人為影響，澆水施肥等灌溉措施對土壤碳庫的影響更大。灌溉措施改變了土壤含水量和土壤CO2濃度，可能會促進碳酸鹽的形成。在引黃灌區(qū)，灌溉通常使用黃河水，水中Ca2+、Mg2+、HCO-3、CO2-3等離子含量較高，同樣可能會促進碳酸鹽的形成與積累。本研究以半干旱區(qū)開墾農(nóng)田為研究對象，以鄰近的荒漠草原作為對照，借助碳穩(wěn)定同位素技術(shù)，測定并計算0-300 cm土壤深度SIC、PIC和LIC的儲量，分析半干旱區(qū)退化草地開墾后土壤無機碳儲量的變化，探討開墾對土壤無機碳的影響機制，以期為科學(xué)合理地評估半干旱區(qū)農(nóng)田土壤碳庫儲量提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

本研究于2022年9月在寧夏回族自治區(qū)吳忠市鹽池縣上王莊展開。該地區(qū)海拔1540 m，屬于典型的溫帶大陸性季風(fēng)氣候。年平均降水量275 mm，73%出現(xiàn)在夏秋季。年平均氣溫為7℃，平均相對濕度為51%，無霜期為128 d。土壤類型為灰鈣土，其pH值在8.4-8.6之間，細顆粒（＜0.05 mm）少于10%，土壤Ca2+含量高達4.6 g·kg-1，Mg2+含量0.56 g·kg-1。1996年，鹽池縣實施了揚黃灌溉工程，上王莊引入了黃河水灌溉，部分退化草地開墾成為農(nóng)田。退化草地開墾為農(nóng)田，一方面能用來保護水土、防風(fēng)固沙，另一方面能作為家畜的飼料，提供經(jīng)濟效益。本研究選擇上王莊附近的農(nóng)田（苜蓿地）與相鄰的退化草地（荒漠草原）作為樣地。農(nóng)田作物為苜蓿，1996-2014年該地種植玉米，2014年至今種植苜蓿，種植苜蓿已有10a。農(nóng)田土壤SOC含量為2.20 g·kg-1，pH值為8.10，全氮（TN）含量為0.21 g·kg-1，全磷（TP）含量為0.42 g·kg-1。通過漫灌的形式進行灌溉，用水量為4 000m3·hm-2·a-1，每年收割3-4次。灌溉用水取自黃河水，水中富含HC03、Ca2+和Mg2+等離子，其中HC03含量高于200 mg·L-1，Ca2+含量63 mg·L-1，Mg2+含量23 mg·L-1。

經(jīng)過多年的封育禁牧，荒漠草原草地生態(tài)系統(tǒng)在不同的土壤條件下，恢復(fù)成為適應(yīng)各自生境的植物群落，除了面積較大的尚未恢復(fù)的雜草群落，荒漠草原分布面積較大的植物群落有蒙古冰草（Agropyronmongolicum Keng）群落、賴草[Leymus secalinus（Ceor-gi）Tzvel]群落、針茅（stipa capillata L．）群落和白草（Pennisetum centrasiaticum）群落等，蒙古冰草、賴草、針茅和白草群落植被覆蓋度分別為76.0%、73.6%、051.7%和26.7%。荒漠草原土壤SOC含量為1.90 g·kg-1，pH值為8.30，TN含量為0．17 g·kg-1，TP含量為0.46 g·kg-1。

1.2 土壤取樣

選擇道路東側(cè)的苜蓿地為試驗地，以道路西側(cè)的荒漠草原作為對照，兩地相隔100 m。在苜蓿地與荒漠草原各選取9塊10 m×10m的樣地，每個樣地內(nèi)，按照S形用直徑10 cm的土鉆取樣5次，每個采樣點以30 cm為一層，取至300 cm，5個樣點的同一土層土樣完全混合成一個混合樣品，共計180個混合樣品?；旌蠘悠凤L(fēng)干后，挑出所有根系，使用研缽?fù)耆心ズ?，過0.1 mm篩，用于測量土壤全碳（TC）含量、SOC含量和δ13C-SIC、δ13C_SOC值。在每個樣地內(nèi)，使用挖掘機挖出300 cm深的土壤剖面，用鐵鍬和鐵鎬沿土壤剖面垂直地面方向?qū)⑵拭骁P平，每個剖面以30 cm為間隔打人3個環(huán)）9（每個環(huán)59容積為100 cm），所有環(huán)刀帶回實驗室測定土壤容重。

1.3 土壤分析

分別采用重鉻酸鹽氧化法和Vario EL III元素分析儀（Elementar，德國）測定所有180個篩選樣品的SOC含量和TC含量。SIC含量是通過從TC含量中減去SOC含量得到的。

為了測定每個篩分樣品的δ13C-SOC，將5g土壤在過量的鹽酸（2 mol·L-1）中浸泡24 h，以消除SIC。24 h后，用蒸餾水反復(fù)洗滌酸化后的土壤，直到其pH值超過5，然后在40℃下干燥。將干燥后的土壤放人元素分析儀（EA; Flash EA1112），置于1 000℃下燃燒，將SOC轉(zhuǎn)化為CO2。生成的C02被運輸?shù)酵凰乇荣|(zhì)譜儀（IRMS; Finnigan MAT Delta plus XP）中，以測量δ13C-SOC值。每個樣品重復(fù)測量3次，3次測量中報告的813C_SOC的標準差均在0．3‰以內(nèi)。

為了確定每個篩分樣品的813C_SIC，將100 mg土壤與5 mL純磷酸在75℃的12 mL密封容器中完全反應(yīng)4h，將SIC轉(zhuǎn)化為C02，生成的C02被運送到IRMS中測量813C_SIC值。每個樣品重復(fù)測量3次，3次測量中報告的δ13C-SIC的標準差均在0.3‰以內(nèi)。

1.4 統(tǒng)計分析

根據(jù)Wang等，PIC含量計算如下：

式中：δ13C-SIC，δ13C-LIC和δ13C-PIC分別為SIC、LIC和PIC的δ13C值。本研究將δ13C- LIC設(shè)為- 1‰。δ13C-PIC的計算方法如下：

δ13C-PIC=δ13C-SOC+14.9‰（2）

式中，14.9包括碳酸鹽沉淀的同位素分餾10.5和C0，擴散的同位素分餾4.4，代表δ13C-SOC與δ13C-PIC之間的平均差異。

LIC含量計算如下：

LIC含量=SIC含量-PIC含量（3）

SIC儲量計算如下：

M=0.1×D×B×Z×[（00-C）／100]（4）

式中：M為土壤碳儲量，Mg·hm-2;D為土壤深度，cm；B為土壤容重，g·cm-3;2為土壤碳含量，g·kg-1；G為礫石含量，以百分數(shù)表示，本研究中為0。測定PIC和LIC的含量后，對PIC和LIC儲量的計算也用公式（4）。

采用配對樣本t檢驗檢驗苜蓿地與荒漠草原同一深度土層相關(guān)變量差異的顯著性。采用單因素方差分析（Duncan）比較各樣地土壤深度之間相關(guān)變量的差異。所有統(tǒng)計分析使用SPSS 27進行，所有繪圖使用Origin 2022進行。

2 結(jié)果與分析

2.1 SIC含量與儲量

與荒漠草原相比，苜蓿地30-60 cm土層的土壤容重顯著降低，而在300 cm內(nèi)其他土層土壤容重沒有顯著差異（表1）。

苜蓿地土壤0-300 cm深度土層SIC含量為12.19-18.13 g·kg-1，平均含量為14.97 g·kg-1；荒漠草原土壤0-300 cm深度土層SIC含量為10.12-13.25 g·kg-1，平均含量為12.12 g·kg-1。苜蓿地SIC含量顯著高于荒漠草原（P＜0．05）（圖1）。苜蓿地與荒漠草原SIC含量均隨土層呈現(xiàn)先升高后下降的趨勢，但荒漠草原0-240 cm土層SIC含量顯著低于苜蓿地相應(yīng)土層SIC含量（圖1）。苜蓿地SIC含量由0-30 cm處的13.17 g·kg-1開始逐漸增加，在90-120 cm處達到峰值18.13 g·kg-1后逐漸下降至270-300 cm處的12.19 g·kg-1?；哪菰璖IC含量由0-30 cm處的10.12 g·kg-1開始逐漸增加，在120-150 cm處達到峰值13.25 g·kg-1，之后逐漸下降，中間雖在210-240 cm處回升至12.46 g·kg-1，但總體仍呈下降趨勢。苜蓿地和荒漠草原下SIC含量差異極為顯著，0-210 cm處苜蓿地SIC含量均比荒漠草原相同土層高23%以上，90-120 cm處差異最大，高達41.50%。

苜蓿地和荒漠草原下0-300 cm SIC總儲量分別為494.53 Mg·hm-2和406.11 Mg·hm-2，兩個樣地間SIC總儲量存在顯著差異，苜蓿地SIC總儲量比荒漠草原高21.77%。在0-210 cm內(nèi)，除30-60 cm土層外，其余土層苜蓿地SIC儲量均顯著高于荒漠草原（圖2）。240-300 cm兩地SIC儲量無顯著差異。苜蓿地0-30 cm土層SIC儲量最低（38.29 Mg·hm-2），90-120cm土層最高（60.87 Mg·hm-2）；0-120 cm內(nèi)隨土層深度逐漸增加，120-300 cm內(nèi)隨土層深度逐漸減少?；哪菰?-30 cm土層SIC儲量最低（31.28 Mg·hm-2），120-150 cm土層最高（44.89 Mg·hm-2）；0-150cm內(nèi)隨土層深度逐漸增加，150-300 cm隨土層深度呈現(xiàn)逐漸減少的趨勢。苜蓿地0-210 cm土層（除30-60 cm土層外）SIC儲量均比荒漠草原相同土層SIC儲量高22%以上，150-180 cm土層差異最大，高達41.03%。

2.2 δ13C-SIC和δ13C-SOC

苜蓿地各土層的δ13C_SIC值均顯著低于荒漠草原（圖3），但兩個樣地各土層的δ13C-SOC值僅有個別土層（60-90、120-180cm）存在顯著差異。兩樣地δ13C-SIC值和δ13C-SOC值均隨土壤深度的增加呈增加趨勢。苜蓿地0-150 cm土層的313C_SIC值顯著低于150-300 cm處（圖3）。苜蓿地90-300 cm土層內(nèi)813C_SOC值無顯著差異，荒漠草原60-300 cm土層內(nèi)δ13C-SOC值差異不顯著。

2.3 PIC儲量與LIC儲量

當(dāng)δ13C-LIC分別為-2‰、-10‰、0、1‰、2‰時，苜蓿地0-300 cm PIC總儲量分別為249.99、284.69、310.70、330.94、347.15 Mg·hm-2（表2）。本研究中δ13C-LIC取-1‰。

苜蓿地0-300 cm土層深度內(nèi)PIC總儲量為284.69 Mg·hm-2，顯著高于荒漠草原（178.98 Mg·hm-2）。0-300 cm土層內(nèi)，每一土層苜蓿地PIC儲量均顯著高于荒漠草原相應(yīng)土層PIC儲量（圖4）。苜蓿地與荒漠草原30-60 cm土層PIC儲量差異相對較小，但苜蓿地PIC儲量仍比荒漠草原高19.28%。150-180 cm兩樣地PIC儲量差異最大，苜蓿地比荒漠草原高96.50%。苜蓿地與荒漠草原PIC儲量的垂直分布趨勢相同，均在0-120 cm隨土層深度逐漸增加，120-300 cm隨土層深度逐漸減少。

苜蓿地和荒漠草原LIC儲量隨土層深度增加總體呈上升趨勢。苜蓿地和荒漠草原0-300 cm內(nèi)LIC總儲量分別為209.83 Mg·hm-2和227.12 Mg·hm-2。僅有120-150 cm土層兩樣地LIC儲量存在顯著差異，其余土層LIC儲量無顯著差異（圖5）。

3 討論

3.1 SIC儲量的變化

研究發(fā)現(xiàn)，0-300 cm土層內(nèi)苜蓿地和荒漠草原下SIC儲量存在顯著差異（圖2），苜蓿地SIC總儲量比荒漠草原高88.42 Mg·hm-2。在我國新疆焉耆盆地、甘肅河西走廊中部地區(qū)，通過比較灌溉農(nóng)田與灌木地和沙地的SIC儲量變化，發(fā)現(xiàn)農(nóng)田SIC含量顯著高于沙地和灌木叢。在我國內(nèi)蒙古東部、青海北部，地處半干旱區(qū)的美國內(nèi)布拉斯加州和墨西哥西北部的研究均發(fā)現(xiàn)，灌溉農(nóng)田的SIC含量顯著高于與之臨近的草地和林地。本研究苜蓿地SIC總儲量只比荒漠草原高出21.77%，相比于上述其他研究數(shù)值偏低。這可能是因為其他研究土層深度最多達到100 cm，而我們的研究土層深度達到300 cm，研究區(qū)土壤100 cm以下SIC儲量同樣很高，減小了兩個樣地之間的差異。

以上研究表明，半干旱區(qū)退化草地開墾成為農(nóng)田能夠顯著提高SIC儲量，從而具有重要的固碳作用。干旱和半干旱區(qū)SIC累積的原因主要包括物理途徑和化學(xué)途徑。土壤黏粒的沉積可能是導(dǎo)致SIC累積的物理途徑。農(nóng)田和退化草地植被冠層能夠捕獲或截留降塵中富含SIC的粉粒和黏粒，使表層SIC不斷積累。然而，在本研究中，農(nóng)田和退化草地接受的降塵數(shù)量幾乎相同，且農(nóng)田表層和深層SIC的儲量均高于退化草地，這說明物理途徑不是造成農(nóng)田SIC高于退化草地的原因。PIC的形成與累積是導(dǎo)致SIC增加的化學(xué)途徑。在灌溉農(nóng)田中，灌溉水中的碳酸氫根向SIC的轉(zhuǎn)化和土壤呼吸產(chǎn)生的C02向SIC的轉(zhuǎn)化都可能會促使PIC的形成和累積，從而導(dǎo)致本研究中農(nóng)田SIC儲量顯著高于退化草地。這一假設(shè)也被本研究中PIC的變化驗證。

3.2 PIC儲量的變化及其累積機制

準確量化PIC的數(shù)量是合理分析退化草地開墾成為農(nóng)田導(dǎo)致的PIC變化的前提。根據(jù)公式（1）和（2），PIC含量的計算中δ13C-SIC、δ13C-SOC與SIC含量均為測定數(shù)據(jù)，僅有δ13C-LIC尚未確定。由于缺乏對沙漠土壤δ13C-LIC取值的具體研究，僅知道沙漠土壤的δ13C-LIC范圍從-2‰到2‰。當(dāng)δ13C-LIC分別為- 2‰、-1‰、0、1‰和2‰時，苜蓿地0-300 cm PIC總儲量分別增加111.90、105.71、101.75、99.06 Mg·hm-2和97.14 Mg·hm-2（表2）。五個值之間的最大差值為14.76 Mg·hm-2，與研究區(qū)0-300 cm處PIC儲量的標準差非常接近（表2），差異較小，說明δ13C-LIC賦值并未引起結(jié)果的顯著變化。因此，根據(jù)Wang等的研究，本研究中PIC儲量的計算將δ13C-LIC值設(shè)為-1‰較為合理。

兩個樣地0-300 cm土層內(nèi)PIC儲量差異更為顯著（圖4），苜蓿地PIC總儲量比荒漠草原高105.71Mg·hm-2。苜蓿地和荒漠草原0-300 cm內(nèi)LIC總儲量分別為209.83 Mg·hm-2和227.12 Mg·hm-2。僅有120-150 cm土層兩樣地LIC儲量存在顯著差異，荒漠草原120-150 cm土層比苜蓿地高5.67 Mg·hm-2（圖5）。

在0-120 cm土層，PIC儲量逐漸增加，之后隨著深度增加逐漸下降，這可能與淋溶作用有關(guān)。灌溉可能會導(dǎo)致土壤表層SIC溶解，之后隨著水流的下滲向下運移，當(dāng)水流到達120 cm時下滲困難，溶解的碳酸鹽在此聚集沉淀，使得120 cm處PIC儲量最高。

PIC形成可用下列化學(xué)方程式表示：

CaCO3+H2O+CO2←→CaCO3+H++HCO←→Ca2++2HCO-3（5）

誘導(dǎo)PIC的形成和積累的機制有3種：（1）灌溉水中HCO-3向農(nóng)田輸入轉(zhuǎn)化為PIC：半干旱區(qū)農(nóng)田土壤普遍呈堿性，HCO-3隨灌溉水進入農(nóng)田后，由于灌溉水在農(nóng)田不斷蒸散，土壤含水量逐漸降低，反應(yīng)式（5）向左進行反應(yīng)，部分HCO3-在堿性土壤環(huán)境中與鈣鎂離子結(jié)合生成碳酸氫鹽，進而形成PIC，導(dǎo)致SIC不斷累積。在本研究中，灌溉用水為黃河水，水中富含離子如Ca2+、Mg2+、HCO-3等，反應(yīng)式（5）向左反應(yīng)，因而產(chǎn)生了大量碳酸鹽，這可能是苜蓿地PIC儲量顯著高于荒漠草原的原因之一。此外，我們發(fā)現(xiàn)，在0-120 cm土層，PIC儲量逐漸增加，在120 cm以下的土層中，PIC儲量隨著深度增加逐漸下降，這可能與淋溶作用有關(guān)。灌溉可能會導(dǎo)致土壤表層SIC溶解，之后隨著水流的下滲向下運移，可能是由于本研究中的人滲水只能到達120 cm處而不能繼續(xù)下滲，溶解的碳酸鹽在此聚集沉淀，使得120 cm處PIC儲量最高。根據(jù)以往的研究，隨著土地利用年限的增加，表層土壤無機碳含量逐漸減少，而深層土壤無機碳逐漸增加，可能的原因是灌溉過程中因淋溶作用溶于水中的無機碳向土壤深層運動并不斷積累。（2）土壤呼吸產(chǎn)生的CO2向農(nóng)田輸入轉(zhuǎn)化為PIC：農(nóng)田土壤生物呼吸作用旺盛，向土壤釋放了大量CO2，使得農(nóng)田土壤CO2濃度比大氣CO2濃度高十幾倍甚至上百倍，極大地提升了土壤C02分壓。高CO2分壓環(huán)境能夠促進土壤CO2溶解，產(chǎn)生大量HCO-3和H+。隨著土壤CO2溶解釋放的H+被農(nóng)田堿性土壤環(huán)境中和，反應(yīng)式（5）向左進行反應(yīng)，CO2溶解后釋放的HCO3-與鈣鎂離子結(jié)合生成碳酸氫鹽，進而形成PIC，導(dǎo)致SIC不斷累積。本研究中，農(nóng)田作物為苜蓿，土壤生物呼吸作用極其旺盛，苜蓿地土壤呼吸比荒漠草原高出88.2%，在高濃度CO2的作用下，導(dǎo)致苜蓿地PIC儲量顯著高于荒漠草原。（3）不添加Ca2+或Mg2+，碳酸鹽的溶解和沉淀在干濕條件下交替發(fā)生，導(dǎo)致LIC不斷轉(zhuǎn)化為PIC。本研究中苜蓿地和荒漠草原LIC儲量均隨著土壤深度的增加而增加，且在0-300 cm深度范圍內(nèi)苜蓿地LIC總儲量比荒漠草原減少了17.29 Mg·hm-2，即僅有17.29 Mg·hm-2的LIC轉(zhuǎn)化為了PIC，遠低于PIC總的累積數(shù)量（105.71 Mg·hm-2），根據(jù)PIC和LIC儲量的變化，我們推測SIC的增加是由于PIC的累積，而不是LIC的變化。這說明在灌溉農(nóng)田中，過程（1）和（2）很可能均存在，導(dǎo)致了PIC的增加，最終導(dǎo)致了SIC的凈累積。

4 結(jié)論

（1）苜蓿地和荒漠草原土壤0-300 cm深度土層土壤無機碳總儲量存在顯著差異（P＜0．05），苜蓿地比荒漠草原高88.42 Mg·hm-2，表明開墾能夠增強半干旱地區(qū)土壤的固碳能力。

（2）苜蓿地土壤0-300 cm深度土層次生碳酸鹽總儲量為284.69 Mg·hm-2，顯著高于荒漠草原土壤（178.98 Mg·hm-2）。退化草地開墾為農(nóng)田促進了次生碳酸鹽在深層土壤的積累，進而促進了土壤無機碳的增加。

（責(zé)任編輯：葉飛）

基金項目：國家自然科學(xué)基金項目（32101596）