土壤呼吸作用和全球碳循环课件

土壤呼吸作用和全球碳循环概论地球的碳库：地球在下列库中共含有108Pg碳。（1）地壳中地质生成物(9.0X107Pg)；（2）溶解的海洋碳酸盐(3.8X104Pg)；（3）气体水合物，主要是甲烷水合物(1.0X104Pg)；(4)化石燃料(4.0X103);(5)陆地生物圈(5.6X102Pg);

(6)土壤圈(1.6X103Pg);(7)大气圈(7.5102Pg);在过去很长时间内"自然系统和生物地球化学循环一直使这些碳库处于动态平衡中"但近代特别自工业革命以来的人类活动,像森林毁坏"农业活动"化石燃料的燃烧等,导致了碳库之间的极大改变.土壤呼吸作用

碳以CO2的形式从土壤向大气圈的流动是土壤呼吸作用的结果.土壤呼吸作用,严格意义上讲是指未受扰动的土壤中产生CO2的所有代谢作用.包括3个生物学过程（植物根呼吸、土壤微生物呼吸及土壤动物呼吸）和一个非生物学过程，含碳物质的化学氧化作用。研究表明土壤呼吸释放的CO2中约30％－50％来自根系的活动或自养呼吸作用，其余部分主要源于土壤微生物对有机质的分解作用，即异养呼吸作用。全球土壤呼吸作用的碳的估计量为68Pg/a至100Pg/a约是输入土壤表层新鲜岩屑数量的2.3-3.3倍!仅次于全球陆地总初级生产(GPP)的估算值100-120Pg/a,而高于净初级生产力(NPP)的量值50-60Pg/a是全球碳循环中一个主要流通途径.土壤呼吸作用与全球变化：土壤呼吸即使发生较小的变化也会等于或超过由于土地利用改变和(或)化石燃料燃烧而进人大气的CO2年输入量,所以土壤呼吸的变化能显著地减缓或加剧大气中CO2的增加,进而影响气候变化,全球变暖将有利于增强土壤呼吸,释放出更多的CO2又进一步加剧了全球变暖的趋势,我们应该认识到土壤呼吸作用的全球通量是大的,也应当明白,在人类干预之前陆地植物和土壤吸入与呼出的碳是接近平衡的,然而正是由于包括土壤破坏在内的人类活动所产生CO2对大气CO2浓度的上升和可能的全球变暖起着重要的作用.因此,更好地理解土壤呼吸作用和它的各个环节,特别是控制土壤有机质分解作用的因素极为关键,这样才有助于我们作出有关土壤碳变化速率和变化方向的正确评估,这对于制定和执行缓和气候变化方面的政策措施是必不可少的.影响土壤呼吸作用速率的重要因素:温度;土壤湿度;植被和基层质量;净生态系统生产力;净初级生产力在地上地下的相对分配;地上植被和地下动植物区系的种群和群落动力学;土地利用和(或)扰动方式(如火)土壤的CO2通量与植物生长的关系.植物生长为分解者提供有机残留物,当有机碳加入到土壤中时,土壤呼吸速率增大.对全球主要生物群落的研究表明,土壤呼吸速率和净初级生产力之间存在正相关关系.土壤呼吸速率在热带潮湿森林地区最高,碳可达1260g/m2/a,那儿植物生长茂盛,条件非常有利于分解者,而在寒冷和干旱气候地带则最低,例如苔原60g/m2/a.在活根系呼吸占总呼吸比例已知的情况下,可根据土壤有机碳存贮量和土壤呼吸速率计算出土壤中碳的平均滞留时间,假设活根系呼吸量占30%,各种生态系统中土壤有机质的平均滞留时间介于10a(热带草原)和500a(苔原,沼泽和湿地)之间,全球陆地土壤有机质碳的总平均滞留时间为32a.大气CO2和全球温度升高对土壤呼吸的影响若其他变量保持不变,大气中CO2的增高(增强植物生长)将会导致更多的植物碎片进入土壤,其中小部分未被分解使土壤成为大气CO2的一个汇,CO2对植物生长的促进，可以解释大气CO2去向不明汇的约一半。这是由于土壤中碳存储量增大的缘故。一些野外实验也表明，当植物生长于高浓度的条件下，土壤的有机质也增加。另一方面，大部分土壤中的微生物群落是受有机物的可利用量所控制的。这就是说，高的CO2浓度下的植物生长可以增加土壤中额外的碳,但是其中的大部分很可能通过微生物的分解作用(异养呼吸)又以CO2返回到大气圈.然而,在寒冷地带,例如北方森林,低温大大抑制了分解作用,有利于大量的有机碎片聚积在土壤.大气CO2浓度变化、全球温度上升和陆地生态系统大自然本身已经告诉我们：热带雨林有高的净初级生产力(也就是较高的CO2)和湿热条件(大多数全球变暖模型认为的情况).但是热带地区土壤的碳含量却比北方地区土壤的碳含量少得多.研究表明，全球生物群落的土壤有机质贮库与净初级生产力之间的关系极其微弱。植物碎片的大量输入未必导致土壤有机质的大量聚积。事实上，在分解者受到其他因素(例如温度)限制的地方，土壤有机质才会聚积起来，随着地球不断变暖，分解作用受温度限制的地区将逐渐减少，土壤将日益成CO2进入大气的一个重要的源.研究证实，在全球温度为＋1oC和大气含量650ppm的条件下,土壤作为一个汇能接纳28pg的碳的有机质,在今后的50a里,这个汇(碳0.56pg/a)与化石燃料的释放量(那时碳将达到15pg/a)相比,仅占3.7%.同时暴露于高CO2浓度和较温暖条件下的苔原土壤是一个小的汇.干旱的灌丛带和旱生林地将会发生最大的绝对变化,在那些地区由于土壤中的分解作用受到温度和湿度的联合限制,初级生产力越高,就有可能将越多数量的有机质留在土壤中.联合国防止荒漠化委员会也确认,只要做到正确合理的管理,干旱地带土壤就能对2CO2起一个汇的作用.控制碳截留的因素：在农业土壤中,减少CO2净释放和增加土壤碳贮存是同等意义的,这一过程称作碳截留.增加土壤的碳贮存意味着要增加碳输入量和(或)减少土壤异养呼吸作用,要增加土壤中有机残留物的输入量,应当做到在提高净初级生产力NPP的同时,还需维持或增加返回到土壤中的NPP比例.通常,大多数农业活动所考虑的提高NPP,重点是放在增加收获量(食物,饲料或燃料)而不是作物残留物之上.我们已认识到能使农业土壤中碳含量增高的机制,土壤碳含量的高低受植物残留体的碳输入与主要由分解作用引起的碳流失之间的平衡关系的控制.这样,有关碳截留(增加碳)的土壤管理过程就可直接理解为增加残留物输入量和(或)减少分解速率.土壤呼吸是全球碳循环中重要的流通途径!土壤呼吸的变化将显著影响大气CO2的浓度,控制土壤呼吸将能有效缓和大气CO2的升高和温室效应.大气CO2升高本身使土壤有机质增加!但其中的大部分又通过微生物分解作用返回到大气圈,只有在分解作用受温度限制的地区碳才能被截留和得以聚集,使土壤成为CO2的汇全球温度升高使分解作用受温度限制的地区(比如北方森林和苔原地区)减少,扩大了全球土壤呼吸的范围,加快了CO2从土壤中的释放,使土壤日益成为CO2进入大气的源.大气CO2和全球温度升高的联合作用使土壤呼吸加剧,加快了碳从土壤中的释放.土壤受耕作扰动时,土壤团聚体被破坏,分解条件被改变,引起土壤呼吸速率加快,从而导致土壤有机质下降.大量实践证明,实行免耕作将有利于延长碳的平均滞留时间.减少有机质流失,能有效缓和大气CO2的升高和温室效应.中国陆地土壤有机碳库

土壤圈是陆地表层系统的重要组成部分，不仅是大气圈、水圈、岩石圈和生物圈交汇的地带，而且是各圈层相互作用的产物，也是人类赖以生存的物质基础。80年代开始实施的国际地圈-生物圈计划(IGBP)使各国日益重视全球环境变化问题，全球变化研究引起了许多科学家对陆地生态系统中碳平衡以及碳存储和分布的关注，由于土壤中所存储的碳大约是植被中的2.5～3倍，而且是全球生物地球化学循环中极其重要的生态因子，因而受到环境学、生态学、土壤学、地理学等多个学科的关注，因而土壤有机碳的分布及其转化日益成为全球有机碳研究的热点，也是国际全球变化问题研究的核心内容之一。

国际研究现状：国外对土壤有机碳的研究工作开展较早，许多研究表明与大气交换的土壤有机碳大约占陆地表层生态系统碳储量的2/3，储量大和驻留时间长使土壤成为一个巨大的碳库，所以土壤圈既可以成为碳汇，也可以成为碳源。目前对于全球陆地碳循环认识的不确定性，大部分是关于土壤有机碳库的分布和动力学，全球变暖的一个反应就是将加速土壤有机质的分解，向大气释放碳素，这将进一步加强全球变暖的趋势。

中国土壤碳密度分布图(未包括台湾省和南海诸岛)

从中国土壤各类型碳密度分布图中明显看出，土壤碳密度与土壤有机质含量有密切关系，土壤有机质含量高，则土壤碳密度高。土壤碳密度最高的是森林土壤和高山土壤。例如，广泛分布在我国东北和青藏高原边缘地带的漂灰土、暗棕壤、灰色森林土等森林土壤和分布在青藏高原东北部和东南部的沼泽土、高山草甸土、亚高山草甸土及亚高山草甸草原土等高山土壤，土壤碳密度明显高于其它地域。我国东北地区植被茂密，气候湿润，有机质主要以地表枯枝落叶的形式进入土壤，土壤表层的腐殖质积累过程十分明显。加之全年平均气温较低，地表常有滞水，土壤有机质分解程度低，使土壤有机碳积累很高。青藏高原东南部及四川西部所在地形主要为高山带上部平缓山坡、古冰渍平台和侧碛物、冰水沉积物及残积—坡积物为主，气候寒冷而较湿润，地表植被多低矮但丰富，有机物分解速度极为缓慢。草皮层和腐殖质层发育良好，进行着强烈的泥炭状有机质的积累过程。土壤有机质中碳含量主要取决于土壤的形成条件，如温度、水分、母质、植物、微生物和动物及各因素的相互作用，人类活动也有较大影响。人类活动(主要通过耕作、施肥等措施)对土壤有机质含量有及其明显的影响：例如在集约耕作历史悠久的黄土高原和黄淮海平原，有机质含量都有所下降：而在长期淹水的水稻土，由于还原环境缓解了有机质的矿化速率，有利于有机质的积累。土壤类型

土壤亚型

面积

/×106hm

平均有机质/%

平均厚度

/cm

平均容重

/(g/cm3

平均碳密度

/(kgC/m2

碳量

/×108t

灰漠土灰漠土及草甸灰漠

5.05

0.89501.253.231.63沼泽土草甸沼泽土

5.9312.30921.2179.4247.12

盐土0.241.35351.353.810.09盐土碱化盐土0.320.32351.390.900.03草甸盐土1.200.89301.392.150.26龟裂土龟裂土1.69

0.23241.390.45

0.08

风沙土风沙土62.940.25461.621.076.75

山地草甸土山地草甸土1.208.76901.2557.176.86亚高山草甸土亚高山草甸土

亚高山灌丛草甸土

35.01

0.615.97

6.2142

761.2

1.217.46

32.8461.13

2.00亚高山草原土亚高山草原土

亚高山草甸草原土

9.17

5.711.43

7.3170

781.25

1.27.28

39.716.68

22.69

高山草甸土高山草甸土34.949.03801.250.25175.59

中国土壤碳库*(仅选取部分土壤类型和亚类)(2)土壤类型

土壤亚型

面积

/×106hm

平均有机质/%

平均厚度

/cm

平均容重

/(g/cm3

平均碳密度

/(kgC/m2

碳量

/×108t

高山寒漠土高山寒漠土17.85

0.36251.250.641.15总计925.452.01

791.2410.811001.8中国土壤碳库*(仅选取部分土壤类型和亚类)(3)在各土壤类型和亚类中，碱化盐土亚类的碳储量最低为0.03×108t，碳密度为0.90kgC/m2，整个盐土类型的有机碳总含量仅仅为6.85×108t，这不仅与该土壤类型有机质含量、容重、物理化学性质有关，而且与所处地区的气候条件、地表覆盖植被、分布面积有关。碳储量最高的为高山草甸土，达175.59×108t，碳密度为50.25kgC/m2，原因是该土壤类型分布地区温度低，湿度高，土壤腐殖质分解速率低，有机质积累速率高，而且高山草甸土分布的面积很大为34.94×106hm2。

风沙土分布面积为62.93×106hm2，约占统计国土面积的6.80%，但其碳密度为1.07kgC/m2，所以碳储量仅为6.75×108t，占全国土壤碳库的0.67%。其中全国土壤碳密度小于平均值10.83kgC/m2的土壤类型面积总共为616.1×106hm2，约占统计国土面积的66.57%，但其碳储量仅为260.27×108t，占全国土壤碳库的25.98%；碳密度大于平均值的土壤类型面积总共为309.35×106hm2，约占计算国土面积的33.43%，其碳储量为741.53×108t，占全国土壤碳库的74.02%。这也从另外一个侧面说明，我国大部分土壤的有机质含量低，而且由于分布面积大，土壤碳库总储量小。究其原因，一是中国森林覆盖率远小于世界平均水平，并且森林的生产力低；二是中国草地、荒漠分布面积广，地表覆盖植被稀疏，土壤输入的有机质量少。

碳密度最大的为残余泥炭沼泽土，为162.86kgC/m2，腐殖质沼泽土、草甸沼泽土、泥炭沼泽土分别为101.11kgC/m2、79.42kgC/m2、47.96kgC/m2，这几类土壤分布地区温度低，水分充足，土壤腐殖质分解缓慢，因而有机质大量积累，虽然地表植被生产力并不高，反而土壤碳密度高。碳密度最低的是龟裂土，为0.45kgC/m2，石膏灰棕漠土、高山寒漠土、棕漠土、灰棕漠土、碱化盐土，碳密度也依次为0.58kgC/m2、0.64kgC/m2、0.65kgC/m2、0.85kgC/m2、0.90kgC/m2，这也是与该土壤类型的物理化学性质、有机质含量、植被覆盖、气候有关系的。

土地利用方式变化对土壤碳库的影响：土壤有机质含量的变化是土壤质量与土壤持续能力的重要表征，土地利用和土壤管理对土壤有机质含量的变化起着非常重要的作用。土地利用的变化，特别是由森林砍伐所引起的变化，减少土壤表层的有机碳达20%～50%.从1860～1980年120年间由于人类活动，