土壤碳库的研究方法

土壤碳库的研究方法

目前国内土壤碳循环的研究主要是针对特定的地区、生态系统和生物群落以及对小区域农业土壤呼吸进行了CO。倍增的实验，这些仅仅是陆地生态系统碳循环的部分环节。近年来我国许多学者对中国陆地土壤有机碳库的估算和空间分布开展研究工作，一些学者还特别对我国特定区域和生态群落的SOC储量进行了探索。如对我国热带、亚热带地区土壤碳储量开展的研究工作，得出了按不同植被类型土壤等分类方式下的有机碳储量，分析了SOC在不同粒级土壤中的分布与转化(Zhao et a1．，1997)；对我国主要森林生态系统的碳储量和碳平衡通量的研究，初步表明我国主要森林生态系统的碳储量为28．1lPg，其中土壤碳库21．02Pg(周玉荣等，2000)。王绍强等(1999)利用1：400万土壤图，根据我国第一次土壤普查实测土体深度下的236个土壤剖面资料，统计出中国陆地生态系统土壤有机碳总量为100．18Pg。之后，他(2000)又根据我国第二次土壤普查实测土体深度下的2473个典型剖面数据，估算出我国土壤有机碳库总量为92．4Pg。解宪丽(2004)利用《中国土种志》(共六卷)和全国1：400万土壤图，估算得到中国水稻土O～lOOcm深度有机碳储量为2．9Pg，表层O～20cm为0．93Pg。潘根兴利用《中国土种志》(共六卷)和全国第二次土壤普查时的全国水稻土统计面积，估算得到中国水稻土耕层加犁底层有机碳储量为1．3Pg，我国的土壤有机碳储量储量为50Pg(Pan et a1．，2003)。李忠和金峰等人(2001，2000)根据我国第二次土壤普查数据，采用面积加权平均值的方法，对各土壤亚类的有机碳密度进行回归估算，统计出O～lOOcm土体的土壤有机碳贮量。李忠(2001)利用土壤有机碳与土壤剖面深度的统计回归模型，估算出我国东北地区232×104km2土壤o～lOOcm剖面中有机碳储量为24．36Pg，占全球总储量的1．5％～1．7％；东南热带亚热带地区共94．3×104km2土壤中O～lOOcm的有机碳储量为9．35Pg，占全球热带地区总储量的1．8％～3．0％。金峰(2001，2000)统计出我国山东省共12．1×104km2土壤O～lOOcm土体中有机碳储量约为0．62Pg，对我国(除港、澳、台地区)共865．18×104km2土壤有机碳贮量的估算结果为81．7Pg。 土壤是一个不均匀的三维结构体，在空间上呈现复杂的镶嵌性，且土壤与气候、植被和生物之间发生复杂的相互作用，因此土壤有机碳密度存在极大的空间变异性。当前土壤碳循环的研究仍是陆地碳循环研究中最不充分的部分，对土壤碳库的估计误差也很大。如对中国土壤有机碳库总量的估算结果从50Pg到180Pg，相差三倍多。由于不同研究者所采用的资料来源和统计样本容量不同，所包含的土壤碳属性数据不同，以及不同研究者所采用的深度标准、统计方法及估算的准确程度存在差异，所得结果必然存在差算差异。

1．土壤类型法

第二节 土壤碳库的研究方法

一、剖面类型推算法

Bolin(1977)根据不同研究者发表的美国9个土壤剖面的有机碳含量，推算出全

球土壤有机碳库为710Pg。Bohn对全球土壤有机碳的统计工作是较典型的研究，

1976年他根据Gaussen与Hadrich(1965)编制的世界土壤图，并假设矿质土纲的体积质量为1．2，有机土纲(即泥炭土、沼泽土和某些半沼泽土)的体积质量为0．25，估计出全球lm深度土壤的有机碳库为2946Pg。1982年Bohn又根据相对较完整的FAO世界土壤图和187个剖面土壤有机碳含量，重新估计出全球土壤有机碳库为2200Pg。Batjes(1996)按土壤类型的研究方法也具有代表性。他将1：500万世界土壤图按0．5径度与0．5纬度的面积单元划分为259200个基本网格单元，按每个单元的土种分布、土层厚度、土壤容重、有机碳和砾石含量共4353个剖面属性数据，计算出各个剖面的有机碳密度，用FAO／UNESCO土壤分类单元对全球不同的土壤分类单元进行合并，计算出网格单元的平均碳密度，最后估算出全球o～100cm土层的有机碳贮量为1462～1548Pg。Eswaran(1993)使用了更多的土壤剖面数据，涉及世界上45个国家共16000个土壤剖面，并从已发表的文献中综合了其他数据，以FAO／UNESCO世界土壤图作为面积计算依据，对全球土壤有机碳储量作了较详细的估算，总量约为1576Pg。Sombroek(1993)使用FAO的数字化世界土壤图以及400个剖面数据计算的全球土壤有机碳库贮量只有1220Pg，比Eswaran和Batjes的估算结果小20％左右。这主要是由于使用不同的土壤分类系统、不同图件资料、剖面数目、估算精度等造成的。

我国东北地区土壤有机碳密度及其储量研究也采用过土壤类型法为基础，通过收集、增补东北地区共739个典型剖面的土壤普查资料，相对精确地估算出各种土壤类型0～lOOcm，O～30cm及0～20cm不同深度指标的有机碳储量及空间分布规律，为进一步精确估算全国土壤有机碳库量的可行性提供理论和方法依据。 2．植被类型法 对我国热带、亚热带地区土壤碳储量作了初步研究，获得了不同植被类型和土壤分类方式下的有机碳储量，并分析了土壤有机碳在不同类型土壤中的分布与转化。周玉荣等(2000)对我国主要森林生态系统的碳储量和碳平衡通量进行了研究，估算出我国主要森林生态系统的碳储量为28．1lPg，其中土壤碳库占21．02Pg。李忠佩等(2002)对中国东部主要农田土壤有机碳库的平衡与趋势分析进行了阐述。王根绪等(2002)则从草地生态系统角度阐述了青藏高原草地土壤碳库及其全球意义。

3．生命带类型法

Post等(1982)根据生命带(I，ifezone)方法的研究比较具有代表性，该研究以美国土壤保持局的数据为主要依据，使用了可反映全球各主要生命带2696个土壤剖面数据，通过建立的土壤体积质量估计和土壤碳密度估计的两个回归方程，计算出全球lm厚度土层的土壤有机碳库储量为1395Pg，并建立了土壤碳密度与气候及植被分布之间的关系图。以后Post的数据被广泛引用和比较。但是该研究是在基于陆地主要植被类型面积的基础上进行统计计算的，而不是依据不同土壤类型的面积和分布进行计算，并且所收集的数据在取样和分析方法上都存在差异，因此对估计结果的精度必然产生一定的影响。 二、模型模拟法

目前在国际上影响较大的有两个模型。一是由英国土壤学家Jenkinson和Rayner予1977年建立的英国洛桑试验站土壤有机碳计算机模拟模型，简称“洛桑模型”。他们成功地模拟了英国洛桑实验站在120～135年之间田间试验典型处理的旱作农田土壤有机质的动态变化。另一个则是由美国生态学家Parton等于1987年建立的“世纪模型”(CENTURY模型)，包括农田、草地和森林等生态系统在内的土壤有机C、N、P、S循环子模型的CENTURY模型。继RothC、CENTURY

模型之后，DNDC(Liat eta1．，1992 1、DAISY(Hansen et a1．，1991)、CNSP(McCaskill et a1．，1990)、SOMM(Chertoy et a1．，19971、CANDY(Frank et aI．，1995)等模型也相继建立起来。经过不断完善和发展，目前RothC模型已经较好地验证了世界许多地区长期定位试验点土壤表层(0～23cm)有机质含量的长期变化，DNDC模型也在欧洲和澳大利亚11个长期定位试验点进行了验证。除此之外，应用于这类研究的还有CARAIB、DEMETER一1、IMAGINE 2．0、ITE、NCSOIL、QSOIL、ROTHC、VVV、SOMM等模型。

目前国内比较有影响的动态模型有黄耀等人于2001年建立的农田土壤有机碳动态模拟模型和童成立与吴金水等人于2001年建立的土壤有机碳和养分循环计算机模拟模型(简称SCNC模型1。随后，童成立等人于2002年运用SCNC模型和洛桑模型 (RothC 26．31对长江中游湖南桃江和南县稻田长期定位监测点土壤有机碳的变化进行了模拟比较研究。结果表明，SCNC模型模拟土壤有机碳与实际监测值较为接近。此外，李克让等人于2003年利用0．50经纬网格分别率的气候、土壤和植被数据驱动的生物地球化学模型(CEVSA)，倪健(2001)基于1：400万土壤植被图以及其他数据资料利用模型(BIME03)对土壤有机碳储量进行了估算。

近几十年来，土壤有机碳动态变化在模型研究方面已取得了巨大进步，多以利用长期定位试验点的数据来验证或修正模型，缺乏在宏观方面利用土壤有机碳空间变异性来验证或修正模型。 三、“3S”技术在土壤有机碳库研究中的应用 随着科学技术的发展， “3S”技术也渐渐运用于土壤有机碳库研究中。1984年Buringh运用美国农业部土壤保持局的土壤数据库，对全球土壤有机碳储量的统计结果为1427Pg。Lacelle(1997)建立了加拿大1：100万的数字化土壤图和由15000个土壤斑块组成的描述土壤景观及SOC含量的数据库，计算出加拿大土壤在0～30cm土层和0～100cm土层中的碳库量分别为72．8Pg和262．3Pg。俄罗斯在1：250万土壤分布图上建立了土壤碳的空间数据库，共划分了33个土壤地带，包括了不同土壤层次的腐殖质含量、土层体积质量以及石砾含量等，计算并绘制了俄罗斯全国0～20cm、0～50cm和0～100cm等不同土壤层厚度的有机碳库、o～100cm土壤深度的无机碳库的分布图，估计出俄罗斯土壤有机碳库总量为342．1Pg，无机碳庠为111．3Pg，因此土壤总碳库量。

为453．4Pg。Titlynanove等(1998)根据5850个土壤剖面的腐殖质含量数据和2300个土壤容重数据资料，建立了西伯利亚地区SOC数据库，计算出SOC储量为199Pg，占全球SOC库的13．3％，并模拟出20世纪西伯利亚耕作土壤中有机碳损失了1．12Pg(主要是由于土壤侵蚀)。然而，同一时段西伯利亚西部泥炭沉积却截存了1．5Pg碳，是耕作土壤损失量的1．5倍。 第三节 土壤碳库的影响因素

土壤有机碳是指植物、动物及微生物的遗体、排泄物、分泌物及其部分分解产物和

土壤腐殖质。影响土壤中有机碳贮量变化的主要因子有两大类：自然因子和人为因子。外界的气候变化、水热条件、区域及理化环境、土壤特性等是影响土壤中有机碳贮量及循环模式的自然因子；人类活动通过改变土地利用方式及耕作管理措施等直接影响土壤中有机碳贮量，并通过林木过度砍伐、过度放牧、燃烧化石燃料等影响气候环境，从而间接影响土壤有机碳贮量。

一、自然因素与土壤理化性质的影响

土壤向大气释放的COz主要是土壤碳库中有机物质矿化作用的结果，也叫土壤呼吸。因此，土壤呼吸与SOC含量密切相关。土壤呼吸量的大小与生态系统中枯枝落叶的生产量直接相关，沿纬度形成明显的梯度(Swift&Anderson，1989)，土壤呼吸与温度和水分有密切关系(McDaniel&Munn，1985)。Pesterson等(1975)发现在冻原和亚极地森林土壤中，土壤呼吸与温度有线性关系；Moore(1987)研究认为北方森林和冻原有机质的分解主要是低温限制；Heal等(1981)发现排水良好的冻原和泰加林土壤微生物的呼吸在一5～25 oC范围内与温度直接相关。温度对土壤呼吸的作用受土壤水分含量的影响，水分过多的情况下，会限制温度的作用；同样土壤水分偏低的情况下，也会限制温度的作用。因此，在沼泽、积水冻原、湿地等生态系统中，土壤呼吸与温度的关系是非线性的(Moore，1984)，但在广大的温带地区的森林和草地，土壤呼吸很少受到土壤水分的限制

(Coleman&Sasson，1980)。在干旱地带的草地和荒漠，增加水分则明显加快土壤呼吸(Hunt，1978)。温度对土壤微生物呼吸的影响一般用Q-o函数关系表示，即温度增加10℃，微生物呼吸作用增加的倍数。通常Q，。一2，但在不同的生态系统中Q·o值是不同的。在温暖地区Q-。值较低，而在寒冷地区Q。。值则较高。例如，在暖温带落叶阔叶林中土壤呼吸Q-。一2，但在冻原生态系统中Q。。一3．7

(Singh&Gupta，1977)。尽管Q-o不同，但温度和土壤呼吸的相关关系是明显的。除温度和水分外，土壤的透气性、土地利用类型、地表覆盖度等也是影响土壤呼吸的主要因子，这些影响因子之间的关系如图16—2。

在不同的研究区域和不同的分辨率尺度上的研究结果表明，影响SOC储量的主要决定因素因区域环境不同而存在差异(Lal，1999)。Smith(1951)研究发现，随海拔高度的上升、降雨量增大和气温的降低，山顶土壤有机碳含量显著高于山底土壤。

BurkP笺f1989、在姜围巾郝女平厢苴舶卜研容t^蜘．SOC含罾瞄降雨署和+域黏特会量增加而增加，随温度增加而降低；而Davidson等(1993)采用几种方法对迈阿密州土壤的研究表明，SOC含量与土壤排水有密切相关。Percival等(20003对新西兰草地土壤的研究认为，黏粒含量、降雨量、温度与SOC含攘之间有一定的联系，但起决定作用的是土壤中的铝氧化物含量。 从土壤内部环境来说，酸|生较强的土壤环境可以抑制土壤微生物活动，减缓有机碳分解(Yanaba&Jenkinson，1990；Jenkinson&Yanaba，1977)。土壤质地也是影响土壤有机碳贮量变化的重要因子。研究表明，土壤黏粒对土壤有机质具有一定的保护作用(Martel&Paul，1974；Shields&Paul，1973)，因为土壤黏粒可以改善土壤水分与肥力，从而促进了形成土壤腐殖质所需的植物残体的生长，并直接吸附腐殖质，阻碍腐殖质进一步分解与腐殖质化(Anderson et a1．，1981)。Virakonphanich(1988)认为土壤黏粒吸附有机碳并封闭在微小的空隙中，阻碍了微生物的分解从而保护了有机碳。Greenland(1992)也认为土壤不同质地的通透性影响空气和水分的运动，黏粒能减缓有机质的分解速率。Nichols(1984)证明了较温暖的北美草原南部土壤有机碳与土壤黏粒含量呈正相关，而McDaniel等(1985)、Sims等(1985)的研究则证明板结的砂性土壤含有更高的有机碳。

二、人为因素的影响