第三章土壤有机碳

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1、第三章 土壤中C N S P F Se I 与土壤环境质量 土壤有机碳与环境质量 主要内容 碳循环简介 碳循环与环境 土壤有机碳库 影响土壤有机碳分解的因素 土壤有机质的转化模型 目前在本领域研究中 急需解决的若干问题 一 引言 工业革命前的1800年大气二氧化碳的浓度为280ml m3 IPCC 国际气候变化委员会 1990 而1959年 在美国夏威夷的Mauna Loa长期检测站发现大气二氧化 碳的浓度为315ml m3 此后二氧化碳的浓度持续增加 平均每年升高1 5ml m3 IPCC 1995 大气二氧 化碳的浓度持续增加导致全球气候变化 最终可能威 胁到人类的生存 碳循环 地球表层系

2、统碳库与碳循环 1Pg 1015g 土壤及相关圈层碳库 李学垣 土壤化学 碳库库名称代号碳贮贮量 Pg 说说明 土壤碳库库SCP33001米土层层 大气碳库库ACP740 生物碳库库BCP420 830陆陆地植物 岩石碳库库LCP2 10 107煤 石油 沉积积 物 至16公里深 水域碳库库HCP750 1050不含深海溶质质碳 不同学者认为的土壤碳库量 土壤碳库是陆地生态系统中最大的碳库 土壤碳库包括土壤无机碳库 SICP 和土壤 有机碳库 SOCP 有机碳库 1500Pg 无机碳库 1000Pg 约是大气碳和植被碳库的2 5倍 Schlesinger 1996 有机碳库 1550Pg 无机

3、碳库 1750Pg 李学垣 土壤 化学 二 碳循环与环境 1 碳循环与大气CO2浓度 痕量气体占大气中空气的0 04 体积分数 其中99 以上为CO2 陆 地生态系统和海洋与大气的CO2交换量各占整个CO2循环总量的50 土壤 每年向大气释放的CO2为50 76PgC 占陆地生态系统与大气间碳交换总量 的2 3 约为大气碳库的1 10 比陆地生态系统初级生产净吸收的碳量大 30 60 也远远超过化石燃料燃烧每年向大气排放的5PgC 如果没有土壤呼吸 包括土壤生物呼吸和植物根系及菌根的呼吸 产 生CO2补充大气 大气中的CO215年将被耗尽 所以SOCP对ACP的CO2浓度的 影响很大 公元90

4、0 1200年 大气中CO2浓度为250 L L 1 公元1700 1800年为280 L L 1 1994年的浓度达358 L L 1近150年大气中CO2浓 度增加了80 L L 1 增幅达35 引起CO2浓度升高的主要原因是土地利用的改变和燃烧 化石燃料 人类活动对土地利用和覆盖的变化是最直接影响土壤碳库的因 子 影响最严重的是将自然植被转变为耕地 它减少了土壤有机质的 输入 破坏了土壤有机质的物理保护 增强了腐殖物质的矿化作用 使 土壤呼吸增加 土壤碳库储量降低 特别是在耕种的头50年 表土有机 C损失30 50 森林生态系统中土壤的平均碳密度为189Pg ha 1 而草地和 农田的土

5、壤碳密度分别只有116Pg ha 1和95Pg ha 1 土地利用的改 变每年对ACP贡献为 1 6 1 0 PgC 1950年以来 SOCP是大气CO2浓度 增加的最大贡献者 控制气体交换的因素有温度 湿度 Eh和基质的有效性 C数量 和质量 对CO2的控制主要通过对微生物活动的控制 冷和淹水可减 少CO2排放 但会形成CO2潜在来源的泥炭 占SOCP的24 温带湿润条 件下CO2产生的多 温带干旱条件下 植物量少 土壤有机质含量低 CO2 排放量小 热带土壤有机质分解快 是CO2短期内增加的主要原因 2 碳循环与大气中CH4浓度 陆地生态系统与大气的气体交换除CO2外 还有CH4 N2O

6、NO CO H2S和S等痕量气体的交换 CH4的代谢比CO2复杂 土壤中既产生CH4 又 消耗CH4 全球每年进入大气CH4的排放量约 0 41PgC 湿地土壤的CH4每年排放量约0 131PgC 占总 排放量的32 如果包括白蚁和归还土壤的动物粪便 土壤 的贡献可达44 大气中每年有386TgC的CH4被氧化为CO2 所以每年 土壤净损失和大气净积累的CH4可能为23 28TgC 湿 地中90 的CH4在回到大气之前被氧化成CO2 水分未 饱和的旱地土壤每年从大气中消耗掉 氧化 的CH4为11 34TgC 占大气CH4总量的3 9 温度的影响 气候变暖会引起CH4排放的增加 控制CH4的氧化

7、会影响CH4的排放 甲烷氧化细 菌将CH4作为惟一的碳源和能源 Lidstrom 1992 氧化 施用NH4 N肥会减少甲烷氧化细菌对CH4的消耗 大小 和形状相似引起竞争 提高大气中NH3浓度 增大温室效 应 甲烷细菌可位于好气和厌气界面 将CO2氧化成 CH4 使之占到溶解气体的10 植被对CH4的影响 是通过提供易分解有机C 根 新近的死根 根系分泌物 及植物本身 湿地植物 气体通 道产生的O2 CH4交换来实现 约有90 的CH4是由这一 通道排向大气的 水分对CH4的影响 一般是旱田CH4排放为负值 长期淹水CH4排放较高 3 CH4和CO2对ACP环境的综合影响 湿地干燥可减少CH

8、4排放而减弱温室 效应 同时增加了CO2排放和温室效应 相同浓度下CH4对温室效应的作用是 CO2的21倍 因此 湿地干燥可减弱温室效 应 但又要注意CO2和与N有关气体通量的 变化 三 土壤有机碳库 土壤有机碳库 SOCP 是指全球土壤中有机碳的总量 植物通过光合作用固定的大气中碳素 一部分以有机质 形式贮存于土壤 不同学者选用的数据和取的土层深度不同 对SOCP的 估算值不同 有的估算值为3000 5000Pg 有的估算值为 2500Pg或700 3000Pg 1200 1600Pg 有的对1m土层 内的估算值为1555Pg 但SOCP的范围可能是1200 1600Pg 为陆地植物碳库的2

9、 3倍 全球大气碳库的2 倍 陆地生态系统中的土壤碳库 以森林土壤中的碳为最多 占全球土壤有机碳的73 其次是草原土壤的碳 占全球 土壤有机碳的20 左右 粗略地估计我国的SOCP为 185 7Pg碳 约占全球土壤总碳量的12 5 土壤有机碳的分布 土壤有机碳在不同生态系统中和不同土壤类型 中的分布是不同的 它取决于不同类型植被和 土壤所占的面积和单位面积的土壤碳密度 在计算土壤有机碳贮量时 最难准确定量的是 不同类型的植被和土壤类型的面积 植被类型 的划分是以植物本身及其相关的环境条件为依 据 而植被类型随时间和空间而变化 因此不 同生态系统或亚系统之间不存在明显的界限 过度是渐变的 不同生

10、态系统土壤中的有机碳贮量 植被类型面积有机碳贮量 106hm2 GtC 热带 森林154012 7184 513 2 温带森林12009 9104 37 5 极地森林11109 1181 913 0 热带 疏林及稀树草 原 240019 8129 69 3 温带疏林草原4804 0149 310 7 沙漠214017 6846 0 冻土苔原8807 2191 813 8 耕地212017 4167 512 0 湿地2802 3202 414 5 总计121501395 3 从植被类型上分 沙漠和热带疏林 及稀树草原的面积比例较高 但土壤碳 贮量的比例较小 而湿地与此相反 由于土壤类型和植被类型

11、之间并非一一对 应 所以有关土壤有机碳在不同生态系统土壤 中和不同类型土壤中贮量的报道之间难以比较 有机土的面积比例最低 但土壤有机碳贮量 比例最高 而干旱土与之相反 全球土壤中有机碳贮量 土纲面积有机碳贮量 103hm2 GtC 有机土17451 335722 7 始成土2158016 035222 3 新成土1492111 01489 4 淋溶土1828313 51278 1 氧化土117728 71197 6 干旱土3174323 51107 0 老成土113308 41056 7 火山灰土25521 9784 9 软土54804 1724 6 灰土48783 6714 5 变性土328

12、72 4191 2 其他土壤76445 7181 1 总计1352151576 土壤有机碳密度 土壤有机碳密度是指单位面积 1m2或1hm2 中一定 厚度的土层中有机碳数量 一般情况下 指的是上部1 米的土层 因此 有机碳密度的单位常用kg C m2或kg C hm2表示 土壤的有机碳量是以植物残体形式进入土壤中有机物 质的量与通过异氧呼吸为主要途径的有机物质损失量 之间平衡的结果 在一定地区 植物生物量和残落物量在很大程度上受 植被类型及其生产力的制约 土壤有机碳密度或浓度 大小与气候条件如温度和水分密切相关 而在全球尺 度上的土壤碳密度分布也应与各地区的气候特征密切 关联 土壤有机碳密度的

13、计算方法 土壤有机碳密度是由土壤有机碳含量 以重量为基础 土壤容积和土体中 2mm石砾的体积分数共同确定 的 因此对于土壤有机碳含量为C 厚度为T cm 土壤容积为 g cm3 2mm石砾含量为 体积 的某土层 其有机碳密度SOC kg C m2 的 计算公式如下 SOC T C 1 10 如果某土层的厚度 剖面厚度 为d cm 是有n层 组成的 那么该土体的深度d的有机碳密度 SOCd Tn n Cn 1 n 10 全球的一些植被带碳密度 中国一些土壤有机碳估算 缺点 上述估算方法在较大的空间尺度上较好的表征 了土壤有机碳密度 但在相对较小的空间尺度 上有明显的不足 如热带森林考虑的类型及数

14、 据量较少 无法考虑到土壤的性质 人类活动 的影响等 在土壤有机碳密度的空间分布规律方面 传统 的观念是热带土壤的有机碳浓度比温带土壤低 但也有研究表明热带土壤的有机碳含量至少 与其对应的温带土壤相当或更高 四 影响土壤有机碳分解的因素 1 外源有机物的化学组成 进入土壤中的有机物的化学成分不同 其分解速率也 各异 一般而言 幼嫩的和木质素含量低的植物残体 分解快 Herman等认为 稻草的多种化学组成都会影 响其分解 CO2释放量 碳水化合物 稻草C N 木质 素 林心雄等研究了13种植物残体在苏南地区的分解速率 与植物化学组成的关系 结果表明植物残体分解后的 残留C量与其木质素百分含量 木

15、质素百分含量与 苯 醇溶解物 水溶性物 碳水化合物 百分含量的比值呈 显著正相关 但与C N比及水溶性物含量无关 2 土壤水热条件 土壤微生物的最佳土壤水分张力范围在 20 50Pa之 间 Pal等发现实验期间保持60 的田间持水量时稻草 的分解最快 降雨影响了土壤水分条件 Amato等发现豆科植物的地 上部的分解速率与降雨量呈显著正相关 而根的相关 性不显著 小麦秆在前10周的分解中其分解速率与降 雨量呈显著的正相关 10周后 正相关性下降 同一土壤中 旱地条件下有机物质的分解速率通常高 于水田条件 研究表明 在封丘不同质地 粘粒含量在6 3 22 4 之间 的土壤中 麦秆在水田条件下分解1

16、年后的 残留碳量为31 7 1 9 而旱地条件下为26 3 0 9 在 无锡稻根在水田和旱地条件下分解1年后的残留碳量分别 为48 6 和43 7 分解1年后紫云英 绿萍和稻草在水田 条件下的残留碳量分别为26 54 和31 而旱地条件下分 别为22 44 和29 例外 对封丘 无锡和莆田3地稻草和稻根在潮土 黄棕壤和 红壤中的3年期分解试验表明 除了封丘旱地条件下稻根 的分解速率明显较水田快外 稻草和稻根在同一地点的 旱地和水田条件下的分解并没有明显差异 这是土壤通气条件 水分和pH综合作用的结果 在封 丘旱地土壤中的水分经常维持在 10MPa 特别是在春季 和夏季 因而降低了土壤微生物的活性 在福建莆田由于 旱地土壤的酸性条件 加之经常发生伏秋旱 微生物的活 性也较水田土壤低 莆田 稻草 3 土壤温度 土壤微生物的最佳温度是35摄氏度 Ladd等研究澳大利 亚南部豆科植物的分解与英国南部和尼日利亚黑麦草的分 解 发现每增加8 9摄氏度 土壤中植物物质的分解速率 提高1倍 在封丘 无锡和莆田3地 随着年均温 13 9 15 4 20 2 和 降雨量 616 1070 1286 的提高