第三章土壤有机碳

1、第三章第三章 土壤中土壤中c c、n n、s s、p p、f f、sese、i i 与土壤环境质量与土壤环境质量土壤有机碳与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简介碳循环与环境碳循环与环境土壤有机碳库土壤有机碳库影响土壤有机碳分解的因素影响土壤有机碳分解的因素土壤有机质的转化模型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

2、，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。碳循环碳循环地球表层系统碳库与碳循环地球表层系统碳库与碳循环(1pg=1015g)土壤及相关圈层碳库土壤及相关圈层碳库（李学垣，土壤化学）碳库名称碳库名称代号代号碳贮量碳贮量/pg 说明说明土壤碳库土壤碳库scp33001米土层米土层大气碳库大气碳库acp740生物碳库生物碳库bcp420830陆地植物陆地植物岩石碳库岩石碳库lcp210*107煤、石油、沉积煤、石油、沉积物）至物）至16公里深公里深水域碳库水域碳库hcp7501050不含深

3、海溶质碳不含深海溶质碳不同学者认为的土壤碳库量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（土壤碳库包括土壤无机碳库（sicpsicp）和土）和土壤有机碳库（壤有机碳库（socpsocp） 有机碳库（有机碳库（1500pg1500pg）、无机碳库）、无机碳库（1000pg1000pg）, , 约是大气碳和植被碳库的约是大气碳和植被碳库的2.52.5倍（倍（schlesingerschlesinger，19961996） 。有机碳库。有机碳库（1550pg1550pg）、无机碳库（）、无机碳库（1750pg1750p

4、g） （李学（李学垣，土壤化学）垣，土壤化学）二、碳循环与环境二、碳循环与环境1、碳循环与大气碳循环与大气coco2 2浓度浓度 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%。土壤土壤每年向大气释放的每年向大气释放的coco2 2为为505076pgc,76pgc,占陆地生态系统与大气间碳交换总占陆地生态系统与大气间碳交换总量的量的2/3,2/3,约为大气碳库的约为大气碳库的1/10,1/10,比陆地生态系统初级生产净吸收的碳量比陆地生态系统初级生产净吸收的碳量大大30%30%60%,60%,也远远超

5、过化石燃料燃烧每年向大气排放的也远远超过化石燃料燃烧每年向大气排放的5pgc5pgc。 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。所以所以socpsocp对对acpacp的的coco2 2浓度的浓度的影响很大影响很大。公元9001200年,大气中co2浓度为250ll-1,公元17001800年为280ll-1,1994年的浓度达358ll-1近150年大气中co2浓度增加了80ll-1,增幅增幅达35%。 引起引起co2浓度升高的主要原因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

6、影响土壤碳库的因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的输入, ,破坏了土壤有机质的物理保护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增强了腐殖物质的矿化作用, ,使土壤呼吸增加使土壤呼吸增加, ,土壤碳库储量降低。特别是在耕种的头土壤碳库储量降低。特别是在耕种的头5050年年, ,表土表土有机有机c c损失损失30%30%50%50%。 森林生态系统中土壤的平均碳密度为森林生态系统中土壤的平均碳密度为189pg189pghaha-1-1, ,

7、而草地和而草地和农田的土壤碳密度分别只有农田的土壤碳密度分别只有116pg116pghaha-1-1和和95pg95pghaha-1-1。土地利用的改变。土地利用的改变每年对每年对acpacp贡献为贡献为(1.6(1.61.0)pgc,19501.0)pgc,1950年以来年以来,socp,socp是大气是大气coco2 2浓度增浓度增加的最大贡献者。加的最大贡献者。 控制气体交换的因素有温度、湿度、控制气体交换的因素有温度、湿度、eheh和基质的有效性和基质的有效性(c(c数数量和质量量和质量) )。对。对coco2 2的控制主要通过对微生物活动的控制。冷和淹水可的控制主要通过对微生物活动的

8、控制。冷和淹水可减少减少coco2 2排放排放, ,但会形成但会形成coco2 2潜在来源的泥炭潜在来源的泥炭( (占占socpsocp的的24%)24%)。温带湿润。温带湿润条件下条件下coco2 2产生的多产生的多; ;温带干旱条件下温带干旱条件下, ,植物量少植物量少, ,土壤有机质含量土壤有机质含量低低,co,co2 2排放量小。热带土壤有机质分解快排放量小。热带土壤有机质分解快, ,是是coco2 2短期内增加的主要原短期内增加的主要原因因。2、碳循环与大气中碳循环与大气中ch4浓度浓度 陆地生态系统与大气的气体交换除co2外,还有ch4、n2o、no、co、h2s和s等痕量气体的交

9、换。 ch4的代谢比的代谢比co2复杂复杂,土壤中既产生土壤中既产生ch4,又又消耗消耗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2328tgc。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1134tgc,占大气ch4总量的3%9%。 温度的影响温度的影响：气候变暖会引起ch4排放的增加。 控制控制ch

10、4的氧化会影响的氧化会影响ch4的排放的排放：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%。 植被对植被对ch4的影响的影响；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。 水分对水分对ch4的影响：的影响：一般是旱田ch4排放为负值,长期淹水ch4排放较高。3、chch

11、4 4和和coco2 2对对acpacp环境的综合影响环境的综合影响 湿地干燥可减少ch4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、土壤有机碳库三、土壤有机碳库 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。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植物通过光合作用固定的大气中碳素,一部分以有机质一部分以有机质形式贮存于土壤。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不同学者选用的数据和取的土层深度不同,对对s

12、ocp的的估算值不同估算值不同,有的估算值为有的估算值为30005000pg,有的估算值为有的估算值为2500pg或或7003000pg、12001600pg;有的对有的对1m土层土层内的估算值为内的估算值为1555pg。但。但socp的范围可能是的范围可能是12001600pg,为陆地植物碳库的为陆地植物碳库的23倍、全球大气碳库的倍、全球大气碳库的2倍。倍。 陆地生态系统中的土壤碳库陆地生态系统中的土壤碳库,以森林土壤中的碳为最多以森林土壤中的碳为最多,占全球土壤有机碳的占全球土壤有机碳的73%;其次是草原土壤的碳其次是草原土壤的碳,占全球占全球土壤有机碳的土壤有机碳的20%左右。粗略地估

13、计我国的左右。粗略地估计我国的socp为为185.7pg碳碳,约占全球土壤总碳量的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态系统土壤中的有机碳贮量不同生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.

14、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。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之间并非一一由于土壤类型和

15、植被类型之间并非一一对应，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。量比例最高，而干旱土与之相反。全球土壤中有机碳贮量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.

16、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32872.4191.2其他土壤76445.7181.1总计1352151576土壤有机碳密度土壤有机碳密度 土壤有机碳密度是指单位面积（土壤有机碳密度是指单位面积（1m2或或1hm2）中一定）中一定厚度的土层中有机碳数量。一般情况下，指的是上部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米的土层，因此，有机碳密度的单位常用kg c/m2或或kg c/hm2表示表示 土壤的有机碳量是以植物残体形式进入土壤中有机物质

17、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。土壤有机碳密度的计算方法土壤有机碳密度的计算方法 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）、土壤容积和土体中础）、土壤容积和土体中2mm石砾的体积分数共同石砾的体积分数共同确定的。因此对于土壤有机碳含量为确定的。因此对于土壤有机碳含量为c（%），厚度），厚度为为t（cm）、土壤容积为）、土壤容积

18、为（g/cm3）、）、 2mm石砾含石砾含量为量为（体积（体积%）的某土层，其有机碳密度）的某土层，其有机碳密度soc（kg c/m2）的计算公式如下：）的计算公式如下： soc=t* * c*（1- % ）/10 如果某土层的厚度（剖面厚度）为如果某土层的厚度（剖面厚度）为d（ cm），是有），是有n层层组成的，那么该土体的深度组成的，那么该土体的深度d的有机碳密度的有机碳密度 socd= tn* n* cn*（1- n% ）/10全球的一些植被带碳密度全球的一些植被带碳密度中国一些土壤有机碳估算中国一些土壤有机碳估算缺点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

19、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四、影响土壤有机碳分解的因素1、外源有机物的化学组成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

20、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

21、究表明,在封丘不同质地(粘粒含量在6.322.4%之间)的土壤中,麦秆在水田条件下分解1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%。例外例外 对封丘、无锡和莆田对封丘、无锡和莆田3地稻草和稻根在潮土、黄棕壤和地稻草和稻根在潮土、黄棕壤和红壤中的红壤中的3年期分解试验表明年期分解试验表明,除了封丘旱地条件下稻除了封丘旱地条件下稻根的分解速率明显较水田快外根的分解速率明显较水田快

22、外,稻草和稻根在同一地点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、水分和这是土壤通气条件、水分和ph综合作用的结果。在封综合作用的结果。在封丘旱地土壤中的水分经常维持在丘旱地土壤中的水分经常维持在-10mpa,特别是在春季特别是在春季和夏季和夏季,因而降低了土壤微生物的活性因而降低了土壤微生物的活性;在福建莆田由于在福建莆田由于旱地土壤的酸性条件旱地土壤的酸性条件,加之经常发生伏秋旱加之经常发生伏秋旱,微生物的活微生物的活性也较水田土壤低。性也较水田土壤低。莆田稻草3、 土壤温度土壤温度 土壤微生物的最佳温度是35摄氏度

23、，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89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,水田条件下稻草和稻根分解3年后的残留碳量均降低,在旱地条件下稻草的残留碳量降低,而稻根的残留碳量反而增加。在分解的前2年中,气候条件对有机物质分解的影响并没有显现出来,说明土壤条件和有机物质的组成对有机物质分解的影响可以掩盖气候条件的影响。4、 土壤质地土壤质地 粘粒可以固定有机物质的微生物分解产物和催化腐殖质的形成,因此土壤中粘粒矿物类型和粘粒含量都

24、影响了有机物质的分解。 田间试验结果表明,在粘粒含量分别为10.4%,26.5%和41.8%的红壤中,随着粘粒(0.002)含量的增加,14-稻草分解速率降低,1年后的残留14量分别为18.0%,25.2%和28.1%;2年后的分别为12.0%,19.7%和22.6%。 这说明土壤中粘粒对有机质也有较大的保护作用,质地越粘,粘粒及粉砂粒表面有机碳的饱和程度越低,剩余的能为微生物代谢产物结合的位置也越少,粘粒及粉砂粒所起的保护作用就越弱。另一方面也说明,土壤的粘粒部分在有机质的中期转化过程中起着重要的作用,而粉砂粒则在有机质的长期转化过程中起着重要的作用。5、土壤土壤ph和碳酸钙含量和碳酸钙含量 土壤ph影响了微生物的生长,在酸性土壤中微生物种类受到限制,以真菌为主,从而减慢了有机物质的分解。在广州的红壤性水稻土和无锡的水稻土中,8种植物残体中除了水葫芦外分解1年后的残留碳量并没有明显差异,其残留碳量分别为(30.43.4)%和(30.13.9)%.但是两地的年均温相差6.4,因此红壤性水稻土中较低的ph是导致分解减慢的原因。 土壤中的游离碳酸钙影响了土壤团聚体的状况