第6章 土壤碳素转化与温 环境土壤学

1、第六章第六章 土壤碳素转化与温室气体排放土壤碳素转化与温室气体排放 目录目录 一、引言 二、土壤碳的组分与形态 三、土壤碳素转化过程 四、土壤温室气体排放 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） 2013年达到396.48ml/m3 。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 全球碳循环 地

2、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

3、碳库包括土壤无机碳库（土壤碳库包括土壤无机碳库（SICPSICP）和土壤有机碳）和土壤有机碳 库（库（SOCPSOCP） 有机碳库（有机碳库（1500Pg1500Pg）、无机碳库（）、无机碳库（1000Pg1000Pg）, , 约是约是 大气碳和植被碳库的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 （1750Pg1750Pg） （李学垣，土壤化学）（李学垣，土壤化学） 土壤碳循环模式 最简单的陆地土壤碳循环模 式：植物枯死后凋落于土壤 表面，形成凋落物层，然后

4、 经腐殖质化作用，形成土壤 有机碳，土壤有机碳经微生 物分解产生二氧化碳，重新 释放到大气中。 在干或湿环境下沉积的各种地 上及地下掉落物参与碳循环的 三个途径 A直接成矿 B根系的腐殖质过腐殖化作 用成矿 C厌氧环境中释放出CH4， 排至大气，植物呼吸释放CO2， 淋溶其实作用固定在土壤中 土壤碳库 土壤是陆地生态系统最大的碳库，其碳储量相当于大气碳库 和植物碳库的2-3倍。 有机碳库 土壤碳库的增加或减少取决于土壤有机碳 的输入和输出速率。 无机碳库 土壤有机库分解释放CO2进入土壤溶液转化 为无机碳。 土壤无机碳库通过影响土壤团聚体的状况， 微生物活性，土壤ph，有机质的分解速率， 今儿

5、影响土壤有机碳库。 土壤碳的储存与输出 储存： A.植物及其根系的凋落，通过同植物及其根系的凋落，通过同 化作用使碳储存在土壤有机碳中；化作用使碳储存在土壤有机碳中； B.土壤吸收大气中的土壤吸收大气中的CO2，主要，主要 有两种形式：有两种形式： 1、土壤地球化学系统对CO2的吸 收： 高pH值、富钙化地球化学环境下， SOCCO2HCO3； 干旱、半干旱地区碱性、富钙化 地球化学环境下，SOCCO2 HCO3CaCO3； 2、土壤有机碳积累，即土壤碳 饱和容量的实现。 输出： A.有机物和土壤微生物在短时间通过分解有机物和土壤微生物在短时间通过分解 作用释放作用释放CO2. B.腐殖质经过

6、腐殖质经过10到到100年时间分解作用释放年时间分解作用释放 CO2 C.土壤中的木炭经过上千年的时间被侵蚀土壤中的木炭经过上千年的时间被侵蚀 溶解，释放出溶解，释放出CO2 D.通过土壤呼吸作用释放到大气通过土壤呼吸作用释放到大气 E.通过土壤通过土壤水系统的移动，以水系统的移动，以DOC和和 HCO3形式自海洋沉积系统迁移，在干形式自海洋沉积系统迁移，在干 旱，半干旱条件下沉淀为土壤无机碳酸盐；旱，半干旱条件下沉淀为土壤无机碳酸盐； F.植物根系生长过程中吸收土壤中的碳。植物根系生长过程中吸收土壤中的碳。 二、二、 土壤碳的形态与组分土壤碳的形态与组分 碳循环 The carbon cyc

7、le 二、土壤碳的组分与形态 u1.土壤有机碳 p（1）碳水化合物 单糖 纤维素 半纤维素 p（2）木质素 p（3）含氮化合物 p（4）树脂、油脂、蜡质、单宁等疏水性有机物 p（2）有机碳的形态 新鲜的有机物 半分解的有机物 腐殖质 二、土壤碳的组分与形态 n2.土壤无机碳 p（1）土壤无机碳的组分 主要为CO2、HCO-3、CO2-3、碳酸盐 p（2）土壤无机碳存在的形态 气态无机碳 液态无机碳固态无机碳 三、土壤碳素转化过程 三、土壤碳素转化过程 n1.土壤有机碳的转化过程 p（1）有机碳的好氧分解 碳水化合物 含氮化合物 脂类、木质素 土壤腐殖质 R（C，4H，养分）+ 2O2 CO2

8、+ 2H2O + 能量+养分 酶 氧化 简单有机化合物的分解和转化 Mineralization（矿质化矿质化)：指复杂的有机质在微生物的作指复杂的有机质在微生物的作 用下，转化为简单的无机物的过程。用下，转化为简单的无机物的过程。 土壤有机质因矿质化作用每年损失的量占土壤有机质总土壤有机质因矿质化作用每年损失的量占土壤有机质总 量的百分数称有机质的量的百分数称有机质的矿化率矿化率(mineralization percent)。 矿化率矿化率一般在一般在1%3%。 含碳碳和氢的化合 2 酶、氧化 2 能量22)4 ,(OHCOHCR 2 O 土壤中简单有机化合物分解的难易顺序土壤中简单有机化

9、合物分解的难易顺序 单糖、淀粉和简单蛋白质单糖、淀粉和简单蛋白质 粗蛋白质粗蛋白质 半纤维素半纤维素 纤维素纤维素 脂肪、蜡质等脂肪、蜡质等 木质素木质素 容易 难 l 好氧条件下的分解好氧条件下的分解 微生物活动旺盛，分解作用快，分解最终产物位微生物活动旺盛，分解作用快，分解最终产物位CO2 和和H2O，释放出矿质盐类（，释放出矿质盐类（NH4+、NO3-、HPO42-、 H2PO4-、SO42-等）。等）。 l 嫌氧条件下的分解嫌氧条件下的分解 好氧微生物活动受到限制，分解作用慢又不彻底，土好氧微生物活动受到限制，分解作用慢又不彻底，土 壤中积累有机酸、乙醇等中间产物；极厌氧条件下会产生壤

10、中积累有机酸、乙醇等中间产物；极厌氧条件下会产生 CHCH4 4、H H2 2等还原性气体。等还原性气体。 42 细菌 22 42 细菌 3 423 细菌 252 CHO2H4HCO CHCOCOOHCH CHCOCOOH4CHO2HCOOHH4C l 含氮化合物含氮化合物 Protein Amino acid NH4 NO3- N素素 N N素生物固定与有效化过程与有机物素生物固定与有效化过程与有机物C/NC/N比密切相关。比密切相关。 C/N25时，产生时，产生N素生物固定素生物固定 C/N25时，产生时，产生N素有效化。素有效化。 l 简单碳水化合物简单碳水化合物 Carbohydrat

11、e Organic acid CO2H2O 在低温、嫌气条件下在低温、嫌气条件下, ,有机酸变为有机酸变为COCO2 2和和H H2 2O O的过程受到阻的过程受到阻 碍碍, ,产生有机酸的累积产生有机酸的累积, ,从而造成植物根系萎缩、腐烂。从而造成植物根系萎缩、腐烂。 l 脂肪、树脂、蜡质、单宁等脂肪、树脂、蜡质、单宁等 这类有机物的矿质化过程与碳水化合物基本相同，不同之这类有机物的矿质化过程与碳水化合物基本相同，不同之 点是在嫌气条件下产生多酚化合物，这是形成腐殖质的基本材点是在嫌气条件下产生多酚化合物，这是形成腐殖质的基本材 料。料。 l 木质素木质素 木质素是芳香性聚合物，含碳量高，

12、在土壤中真菌和放线菌木质素是芳香性聚合物，含碳量高，在土壤中真菌和放线菌 作用下缓慢的转化，最终产物是作用下缓慢的转化，最终产物是COCO2 2和和H H2 2O O，但往往只有，但往往只有50%50%可形可形 成最终产物，其余仅为降解产物，作为形成腐殖质的原始材料。成最终产物，其余仅为降解产物，作为形成腐殖质的原始材料。 CO2的释放速率通常是衡量土壤有机质分解率和微生 物活性的重要指标， 植植物残体物残体的分解和转化的分解和转化 植物残体主要包括植物根、茎、叶的死亡组织。其中植物残体主要包括植物根、茎、叶的死亡组织。其中 各类有机化合物的含量范围是：各类有机化合物的含量范围是： 可溶性有机

13、化合物可溶性有机化合物 纤维素纤维素 半纤维素半纤维素 蛋白质蛋白质 木质素木质素 （糖分、氨基酸等）（糖分、氨基酸等） 510% 1560% 1030% 215% 530% 植物残体碳分为两个组分：植物残体碳分为两个组分： 易分解组分；难分解组分易分解组分；难分解组分 植物残体在土壤中的分解和转化过程：植物残体在土壤中的分解和转化过程： l第一阶段：第一阶段：可溶性有机化合物以及部分类似有机物进可溶性有机化合物以及部分类似有机物进 入土壤后的头几个月很快矿化入土壤后的头几个月很快矿化 。 l第二阶段第二阶段：残留在土壤中的木质素、蜡质以及第一阶残留在土壤中的木质素、蜡质以及第一阶 段未被矿化

14、的植物残体碳相对缓慢分解。段未被矿化的植物残体碳相对缓慢分解。 有机残体进入土壤经有机残体进入土壤经1 1年降解后，有机质的年降解后，有机质的2/32/3以以CO2的的 形式释放而损失，残留在土壤中的不足形式释放而损失，残留在土壤中的不足1/31/3。 土壤微生物生物量土壤微生物生物量 38% 多糖、多糖醛酸苷、有机酸等非腐殖物质多糖、多糖醛酸苷、有机酸等非腐殖物质 38% 腐殖物质腐殖物质 1030% 土土壤腐殖物质的分解和转化壤腐殖物质的分解和转化 l 第一阶段第一阶段：腐殖质经过物理化学作用和生物降解，使：腐殖质经过物理化学作用和生物降解，使 其芳香结构核心与其复合的简单有机物分离，或是

15、整个其芳香结构核心与其复合的简单有机物分离，或是整个 复合体解体。复合体解体。 l 第二阶段第二阶段：释放的简单有机物质被分解（矿化）和转释放的简单有机物质被分解（矿化）和转 化，酚类聚合物被氧化。化，酚类聚合物被氧化。 l 第三阶段第三阶段：脂肪酸脂肪酸( (fatty acid) )被分解，被释放的芳被分解，被释放的芳 香族化合物（如酚类）参与新腐殖质的形成。香族化合物（如酚类）参与新腐殖质的形成。 腐殖物质在土壤中很稳定，抗微生物分解能力很强，腐殖物质在土壤中很稳定，抗微生物分解能力很强， 主要与其本身的化学结构及其与金属离子和粘土矿物之主要与其本身的化学结构及其与金属离子和粘土矿物之

16、间的相互作用、团聚体内部的夹杂有关。间的相互作用、团聚体内部的夹杂有关。 l它是一类以芳香化合物或其聚合物为核心，符合它是一类以芳香化合物或其聚合物为核心，符合 了其他类型有机物质的有机复合体。了其他类型有机物质的有机复合体。 l它与土壤中粘土矿物紧密结合，以有机它与土壤中粘土矿物紧密结合，以有机无机复无机复 合体方式存在。合体方式存在。 l能存在与蒙脱石、蛭石等膨胀型矿物的层间，不能存在与蒙脱石、蛭石等膨胀型矿物的层间，不 与微生物接触。与微生物接触。 土壤腐殖质的年周转量为土壤腐殖质的年周转量为1.1%。 表2-5 中国不同地区耕地土壤中有机物质的腐殖化系数 东北地区华北地区江南地区华南地

17、区 作物秸杆 作物根 绿肥 厩肥 范围 平均 范围 平均 范围 平均 范围 平均 0.26-0.65 0.42 (9) 0.30-0.96 0.60 (5) 0.16-0.43 0.28(14) 0.28-0.72 0.46(11) 0.17-0.37 0.26(33) 0.19-0.58 0.40(14) 0.13-0.37 0.21(46) 0.28-0.53 0.40(21) 0.15-0.28 0.21(53) 0.31-0.51 0.40(54) 0.16-0.37 0.24(33) 0.30-0.63 0.40(38) 0.19-0.43 0.34(18) 0.32-0.51 0.

18、38(14) 0.16-0.33 0.23(31) 0.20-0.52 0.31(8) 图图4-1 4-1 有机质的分解与合成示意图有机质的分解与合成示意图 影影响土壤有机质分解和转化的因素响土壤有机质分解和转化的因素 SOM 周转：周转：有机物质进入土壤后由其一系列转化和有机物质进入土壤后由其一系列转化和 矿化过程所构成的物质流通。矿化过程所构成的物质流通。 腐殖化过程：腐殖化过程：简单简单复杂复杂 矿质化过程：矿质化过程：复杂复杂简单简单 周转时间：周转时间：当土壤有机质水平处于稳定状态时，土壤当土壤有机质水平处于稳定状态时，土壤 中有机质流通量达到土壤有机质含量所需要的时间。中有机质流通

19、量达到土壤有机质含量所需要的时间。 SOM平衡：平衡：进入土壤中的有机质等于从土壤中损失的进入土壤中的有机质等于从土壤中损失的 有机质的状态。有机质的状态。 （1）温度）温度 影响植物生长和微生物的分解。影响植物生长和微生物的分解。 0以下，以下， SOM分解速率很小；分解速率很小； 035 范围内，每升高范围内，每升高10 ，SOM最大分解速率提高最大分解速率提高 23倍；倍； 2535 下，微生物活动最旺盛，利于下，微生物活动最旺盛，利于SOM矿化分解。矿化分解。 （2）土壤水分和通气状况）土壤水分和通气状况 好气：好气：水少气多水少气多,氧气充足，微生物活动旺盛氧气充足，微生物活动旺盛,

20、SOM矿化分矿化分 解解,释放养分释放养分 嫌气：嫌气：水多气少水多气少,氧气不足，微生物活动受抑制氧气不足，微生物活动受抑制,氧化分解氧化分解 很慢很慢;SOM腐殖化合成腐殖质腐殖化合成腐殖质 一方面增加土壤呼吸作用，破坏土壤结构体，利于一方面增加土壤呼吸作用，破坏土壤结构体，利于SOM 的矿质化分解；的矿质化分解； 另一方面干燥时引起微生物死亡，又不利于另一方面干燥时引起微生物死亡，又不利于SOM分解。分解。 （3）植物残体的特性植物残体的特性 l物理状态物理状态: 多汁、幼嫩绿肥易于分解，磨细粉碎易于多汁、幼嫩绿肥易于分解，磨细粉碎易于 分解。分解。 l有机物质有机物质C/N：大，不易分

21、解；小，易于分解：大，不易分解；小，易于分解 一般耕作土壤表层有机质的一般耕作土壤表层有机质的C/N比在比在8:1到到10:1之间，之间， 平均在平均在10:1到到12:1之间。之间。 l硫、磷等元素硫、磷等元素缺乏也会抑制土壤有机质分解缺乏也会抑制土壤有机质分解 lPriming effect (激发效应激发效应) ：土壤中加入新鲜有机物质会：土壤中加入新鲜有机物质会 促进土壤原有有机质的降解。促进土壤原有有机质的降解。 激发效应可以是正、也可以是负。激发效应可以是正、也可以是负。 （4）土壤特性）土壤特性 pH: 中性条件下利于中性条件下利于SOM分解分解 不同微生物要求不同不同微生物要求

22、不同pH范围，如多数细菌要范围，如多数细菌要6.57.5； 放线菌中性到为碱性，真菌酸性到中性条件。放线菌中性到为碱性，真菌酸性到中性条件。 质地质地 : 质地愈粘重，由于粘粒的吸附可减弱土壤酶、质地愈粘重，由于粘粒的吸附可减弱土壤酶、 土壤微生物的活性，有机质不易分解，土壤微生物的活性，有机质不易分解，腐殖化系数腐殖化系数愈愈 高，愈难分解高，愈难分解化合成腐殖质。化合成腐殖质。 （5）其它因素）其它因素 如盐分过高会影响；某些重金属的毒害作用都会限制有如盐分过高会影响；某些重金属的毒害作用都会限制有 机质转化。机质转化。 p（2 2）土壤有机碳分解的环境效应）土壤有机碳分解的环境效应 土壤

23、有机碳较小的变幅能导致大气CO2和CH4浓度较 大的变动 据估测，如果全球范围内有机质下降1%、2%和3%， 那么将导致大气CO2浓度增加5、12.5和20mg/kg。形 成陆地圈与大气圈的恶性循环（IPCC,2007）; 土壤有机碳分解过多，土壤对有效水分及污染物的 吸附量减少，导致污染物向下运移，地下水污染， 同时对周围营养物质固持能力降低，水体富营养化 （Gudson,1994）; 土壤退化 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

24、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SOCP的估的估 算值不同算值不同,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1200 1600Pg,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

25、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

26、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154012.7184.513.2 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从植被

27、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。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对由于土壤类型和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壤应，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。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。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 1

28、03hm2%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）中一定厚度的）中一定厚度

29、的 土层中有机碳数量。一般情况下，指的是上部土层中有机碳数量。一般情况下，指的是上部1米的土层，米的土层， 因此，有机碳密度的单位常用因此，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（

30、以重量为基础）、土壤有机碳密度是由土壤有机碳含量（以重量为基础）、 土壤容积和土体中土壤容积和土体中2mm石砾的体积分数共同确定的。因石砾的体积分数共同确定的。因 此对于土壤有机碳含量为此对于土壤有机碳含量为C（%），厚度为），厚度为T（cm）、土壤）、土壤 容积为容积为（g/cm3）、）、 2mm石砾含量为石砾含量为（体积（体积%）的某土）的某土 层，其有机碳密度层，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层组层组 成的，那么该土

31、体的深度成的，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。 土壤无机碳的转化 （1）土壤CO2形成与运动 来

32、源：有机碳分解、根系呼吸作用 运动：与空气CO2进行对流和扩散作用，与 水溶液存在化学平衡。 土壤碳酸盐的形成与迁移 来源：发生性碳酸盐、岩生性碳酸盐 迁移：SOC-CO2-SIC微碳循环系统 土壤碳酸钙的富集机制： 向下移动模式 向上移动模式 残积模式 生物富集模式 影响土壤碳酸钙形成的因素 降水对土壤碳酸钙的淀积具有决定性影响 生物通过蒸散作用影响水中可溶性碳酸盐 的迁移方向和速率，生物呼吸作用直接导 致次生碳酸盐的形成。 土壤无机碳转化的环境效应 土壤无机碳的源汇效应： 土壤有机碳矿化作用产生大气CO2源效应; 湿润气候条件下以DOC和HCO形式注入海洋， 干旱条件下形成无极碳酸盐 碳酸

33、盐影响土壤碱性 碳酸盐影响土壤PH缓冲性 碳酸钙影响土壤养分的有效性 碳酸钙影响土壤重金属元素毒性 碳酸盐对生物的影响 土壤有机碳和无机碳关系 四、土壤温室气体排放四、土壤温室气体排放 （一）土壤温室气体种类及影响因素 气体种类气体种类效力（相对效力（相对CO2)环境中半衰期环境中半衰期/年年库存年增加趋势库存年增加趋势 CO211400.5 CH432571.1 N2O1501500.25 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

34、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占陆地生态系统与大 气间碳交换总量的气间碳交换总量的2/3,2/3,约为大气碳库的约为大气碳库的1/10,1/10,比陆地生态系统初比陆地生态系统初 级生产净吸收的碳量大级生产净吸收的碳量大30%30%60%,60%,也远远超过化石燃料燃烧每年也远远超过化石燃料燃烧每年 向大气排放的向大气排放的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。 (二)土壤温室气体产生机制与排放规律 1. 温室气体日变化和年变化规律

35、 引引起起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。 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 数量和质量数量和质量) )。 2、土壤CH4产生与排放机制 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,又消又消 耗耗CH4。 一般认为稻田和天然湿地是CH4 的主要排放源。 在厌氧条件下，土壤微生物，如纤维分在厌氧条件下，土壤微生物，如纤维分解菌、果胶分 解菌和甲烷产生

36、菌等协同作用，将土壤有机碳逐步降 解为单糖，单糖再分解成酸，进而形成甲烷。基本过 程如下： 在好气条件下，CH4 又会被甲烷氧化菌所氧 化，从而使土壤成为CH4 的汇。观测表明，稻田 CH4 排放量只占CH4 产生量的很少一部分，大部分 (约82%84%)在输送到大气前又被土壤微生物氧 化。反应路径如下： 3.土壤N2O 的产生与排放机制 土壤N2O 的产生要经历一个复杂的物理、化学和生物学 过程，主要是在微生物的参与下，通过硝化和反硝化作用完 成的。在透气条件下，氨或铵盐通过微生物，如硝化微生物、 亚硝化微生物等的作用，被氧化成硝酸盐和亚硝酸盐，这一 过程称为硝化作用。硝化作用是好氧过程，广

37、泛存在于土壤、 水体和沉积物中5,14,17。其反应过程如下： 反硝化作用是在嫌气条件下，多种微生物将硝态氮还原 成氮气（N2）和氧化氮（N2O、NO）的生化反应过程，结果 造成土壤中氮元素以N2、N2O 和NO 的形态向大气逸失。其 变化过程为： （三）影响土壤温室气体产生与排放的因素 1.土壤微生物 土壤微生物量是指土壤中除植物根茬等残体且体积大 于5103 m3的土壤动物以外的具有生命活动的有机物质 的量，是表征不同生态系统土壤肥力的重要生物学指标， 对土壤呼吸有相当大的影响。研究表明，土壤中微生物呼 吸约占土壤总呼吸的50%左右。 土壤CH4排放的净含量大部分是甲烷产生菌和 甲烷氧化菌

38、相互作用的结果，研究表明，80%以上 的CH4是通过微生物的活动产生的。 土壤湿度 土壤温度 土壤温度升高可以加速土壤中有机质分解和微生 物活性，从而增加土壤中温室气体的排放，温度对温 室气体释放量的影响是通过多种途径起作用的。在一 定范围内，土壤呼吸与土壤温度之间具有明显的正相 关。温度较低时候，根系和土壤微生物的代谢活动主 要受温度变化控制；温度较高时，温度将不再是限制 因子。 土壤有机质 土壤活性有机碳是微生物生长的速效基质，其 含量高低直接影响土壤微生物的活性，从而影响温 室气体的排放 CO2 通量与有机碳含量、C/N 值呈正相关性 在三江平原沼泽湿地土壤中含有较高浓度的CO2 和CH

39、4，且在1035 cm 土层浓度最高，与土壤有机 碳、可溶性有机碳及氮素含量分布特征一致。 产甲烷菌需要速效碳源来激活，土壤活性有机 碳的含量与CH4 产生量显著相关，活性有机碳含量 高的土壤，淹水可以增加CH4 生成量。 土壤pH 值 土壤微生物活性的最适pH值一般为68，超出这个范围时， 微生物活性会显著降低，从而使得温室气体的排放大幅度减 少。 大多数甲烷产生菌的活性以中性或稍碱性的环境最佳，而且 对pH的变化非常敏感。酸性土壤中甲烷的产生量低于中性土 壤4倍，在温带和亚北极的酸性泥炭土壤(pH3.56.3)中， 甲烷产生菌的最佳pH是5.57.0，甲烷氧化菌的最佳pH是 5.06.0，

40、相比之下，甲烷氧化菌更具耐酸的能力。 但也有研究指出，土壤pH值是通过酸化累积过程导致土壤碳、 氮以及其他养分元素含量的差异而造成CO2和CH4的排放差异， 因此pH值并不是造成土壤温室气体排放差异的直接原因。 农田耕作农田耕作 发现农耕深度和频度对温室气体的排放有明显 的正相关性，大大促进CO2的排放。 森林开垦成农田后，显著降低了土壤对CH4的 吸收能力。 旋耕和翻耕两种不同耕作制度对南方稻田CH4 排放的影响。CH4排放在水稻耕作前期出现极 大值，并呈逐渐减少趋势，在无稻全年休闲样 地CH4排放通量最低。大要比耕地高得多。 氧化还原电位 研究表明，只有当土壤Eh低于-100-150 mV

41、时才会有CH4产生; 其他因素 影响土壤温室气体排放的其他因素还 包括土壤质地、土壤孔隙度、植被覆盖 (为气体排放提供通道，为微生物提供分解 基质)和基质质量、气温和降水、土地利用 和扰动方式等。 （二）土壤温室气体大气通量的测量方法 1. 1.箱箱法法 箱箱法是目前最常用的方法，用来测量土壤和大气间微量气法是目前最常用的方法，用来测量土壤和大气间微量气 体交换通量，工作原理简单，用特制箱子罩在一定面积的下体交换通量，工作原理简单，用特制箱子罩在一定面积的下 垫面上方，隔绝箱内外气体的交换，随时间的变化测定箱内垫面上方，隔绝箱内外气体的交换，随时间的变化测定箱内 温室气体，根温室气体，根据计据

42、计算得出气体交换通量。主要分为算得出气体交换通量。主要分为3 3种类型：种类型： 密闭式静态箱、密闭式动态箱和开放式动态箱。密闭式静态箱、密闭式动态箱和开放式动态箱。 密密闭式静态箱又包括碱液吸收法和气相色谱法闭式静态箱又包括碱液吸收法和气相色谱法2 2种，碱液种，碱液 吸收法是用溶液吸收吸收法是用溶液吸收COCO2 2，形成碳酸根，主要是，形成碳酸根，主要是NaOHNaOH或或 KOHKOH溶液，吸收结束后进行滴定，计算出土壤在这一段时溶液，吸收结束后进行滴定，计算出土壤在这一段时 间内的间内的CO2CO2排放量。采样箱分为透明箱和暗箱排放量。采样箱分为透明箱和暗箱2 2种种。 密闭密闭式动

43、态箱只是增加了气体的循环过程，具体测量原式动态箱只是增加了气体的循环过程，具体测量原 理与静态箱原理相似。而开放式动态箱气体并不再回流，理与静态箱原理相似。而开放式动态箱气体并不再回流， 并且是通过计算箱入口和出口处气体浓度差异来确定气体并且是通过计算箱入口和出口处气体浓度差异来确定气体 的排放通量。箱内气体排放、吸收速率用通量的计算方法，的排放通量。箱内气体排放、吸收速率用通量的计算方法， 即单位时间单位面积观测箱内该气体质量的变化，正值表即单位时间单位面积观测箱内该气体质量的变化，正值表 示气体排放到大气，负值表示气体的吸收，用公式表示为：示气体排放到大气，负值表示气体的吸收，用公式表示为

44、： 式式中，中，F F为气体通量为气体通量(mgm-2h-1)(mgm-2h-1)，V V为观测箱的容积为观测箱的容积(L)(L)， V V为观测时包围的土壤面积为观测时包围的土壤面积(m2)(m2)，H H为采样箱露出沉积物大为采样箱露出沉积物大 气界面的高度气界面的高度(m)(m)，vv/ /cc为采样箱内气体浓度随时间的变为采样箱内气体浓度随时间的变 化率化率(mgL-1h-1)(mgL-1h-1)。 2 2微微气象学法气象学法 微微气象学法包括空气动力学方法、涡度相关法、波文比能量平衡法气象学法包括空气动力学方法、涡度相关法、波文比能量平衡法 等。等。 （1 1）空气动力学方法。该方法

45、认为，近地面层温度、水汽压和风）空气动力学方法。该方法认为，近地面层温度、水汽压和风 速等各种物理属性的垂直梯度，受大气传导性的制约，根据温度、速等各种物理属性的垂直梯度，受大气传导性的制约，根据温度、 湿度和风速的梯度及廓线方程，用不同的积分公式求解出农田上湿度和风速的梯度及廓线方程，用不同的积分公式求解出农田上 的蒸发潜热和显热通量。的蒸发潜热和显热通量。 （2 2）涡度相关法。用特制的涡动通量仪直接测算下垫面显热和潜）涡度相关法。用特制的涡动通量仪直接测算下垫面显热和潜 热的湍流脉动值，而求得植被腾发量的方法。其计算式为：热的湍流脉动值，而求得植被腾发量的方法。其计算式为： 式中：式中：

46、E E为瞬时蒸发值；为瞬时蒸发值； 是空气密度；是垂直风速；是空气密度；是垂直风速；q q是湿度的瞬是湿度的瞬 时脉动值。在计算时取它们乘积的半小时或长时间的平均值。时脉动值。在计算时取它们乘积的半小时或长时间的平均值。 (3) 3)波文比能量平衡法。以下垫面的水热交波文比能量平衡法。以下垫面的水热交 换为基础，在假定热量交换系数和水汽的换为基础，在假定热量交换系数和水汽的 湍流交换系数相等的情况下，根据相似理湍流交换系数相等的情况下，根据相似理 论引入波文比显热通量与潜热通量之比，论引入波文比显热通量与潜热通量之比， 并将并将 微分化为差分后代入湿度常数系数，微分化为差分后代入湿度常数系数，

47、 简化下垫面的能量平衡方程而求得植被腾简化下垫面的能量平衡方程而求得植被腾 发量的方法。发量的方法。 3 3土壤浓度廓线法土壤浓度廓线法 该该法是指假设土壤浓度均一，就可以通过测定土法是指假设土壤浓度均一，就可以通过测定土 壤剖面不同深度的气体浓度来计算土壤与大气间的壤剖面不同深度的气体浓度来计算土壤与大气间的 气体交换通量。土壤剖面温室气体浓度的测量方法气体交换通量。土壤剖面温室气体浓度的测量方法 主要有主要有2 2类：土壤气体采样管和多层采样探头，但是类：土壤气体采样管和多层采样探头，但是 无论哪一种，都必须先破坏土壤基质再进行管路或无论哪一种，都必须先破坏土壤基质再进行管路或 探头的埋设

48、。探头的埋设。 4 4同位素法同位素法 该该法是指含有较轻原子法是指含有较轻原子( (如如12 12C) C)的化学键活化的化学键活化 能较低，产物中能较低，产物中C C浓度会由于化学或生物酶反浓度会由于化学或生物酶反 应增加，而反应基质中则是应增加，而反应基质中则是12 12C C浓度增加，从 浓度增加，从 而可以鉴定土壤中排放出来的而可以鉴定土壤中排放出来的CHCH4 4的量。由于的量。由于 在沉积物中氧化生成在沉积物中氧化生成CHCH4 4，因此碳同位素比例，因此碳同位素比例 上有很大不同，因此可通过实验测定土壤产生上有很大不同，因此可通过实验测定土壤产生 的的COCO2 2和和CHCH

49、4 4中的元素同位素组成。根据同样中的元素同位素组成。根据同样 原理，也可用同位素原理，也可用同位素15 15N N鉴定 鉴定N N2 20 0。但。但N N2 20 0含量含量 较低，很难获得准确的分析结果。较低，很难获得准确的分析结果。 5.方法比较 法法操作简单，目前应用比较广泛。但密闭静态箱对观测操作简单，目前应用比较广泛。但密闭静态箱对观测 有扰动，并且多种因素都会对气体交换通量的测量产生影有扰动，并且多种因素都会对气体交换通量的测量产生影 响响。 而而所有微气象法对观测下垫面都有极为严格的要求。从所有微气象法对观测下垫面都有极为严格的要求。从 测量原理分析，土壤浓度廓线法可以获得真

50、实的气体交换测量原理分析，土壤浓度廓线法可以获得真实的气体交换 通量，但测量土壤剖面通量，但测量土壤剖面COCO2 2浓度时，都必须先破坏土壤基浓度时，都必须先破坏土壤基 质，采样过程中也同样会存在压差问题质，采样过程中也同样会存在压差问题。 而而同位素法价格昂贵，难以广泛采用同位素法价格昂贵，难以广泛采用。 综上所述综上所述，现有的测量方法没有哪一种是完美的。具体的，现有的测量方法没有哪一种是完美的。具体的 方法比较见表方法比较见表1 1。具体的方法选择要根据实际情况决定。具体的方法选择要根据实际情况决定。 6.6.温温室气体通量测量方法应用与室气体通量测量方法应用与发展方发展方 向向 (1

51、)(1)与与遥感技术结合遥感技术结合 近年来近年来，新兴的遥感技术被逐渐应用在通量研究，新兴的遥感技术被逐渐应用在通量研究 中，尤以中，尤以RsRs和和GISGIS技术应用广泛。早在技术应用广泛。早在2020世纪世纪9090年代年代 初，加拿大学者研究森林生态系统的碳库及其动态初，加拿大学者研究森林生态系统的碳库及其动态 变化所用的就是变化所用的就是GISGIS方法，取得了良好的效果，同方法，取得了良好的效果，同 时建立了气候变化和碳通量之间的关系模型。由于时建立了气候变化和碳通量之间的关系模型。由于 RSRS的连续动态监测能力和的连续动态监测能力和GISGIS的空间数据分析能力，的空间数据分

52、析能力， 使它们越来越多地被应用在通量研究中。使它们越来越多地被应用在通量研究中。 (2)(2)与与高精度仪器结合高精度仪器结合 测量测量仪器的精密、准确程度决定了气体通量测仪器的精密、准确程度决定了气体通量测 量的准确性。近年来新兴的技术有可调谐二极管量的准确性。近年来新兴的技术有可调谐二极管 激光吸收光谱技术和美国激光吸收光谱技术和美国LICORLICOR公司的公司的LI-8150LI-8150 系统，其中前者为快速测定温室气体浓度提供了系统，其中前者为快速测定温室气体浓度提供了 新的手段，可实现多种土壤温室气体同步观测，新的手段，可实现多种土壤温室气体同步观测， 而后者则可实现多点测定而

53、后者则可实现多点测定。 因此因此，高精度仪器的研发及其各项功能的拓展有，高精度仪器的研发及其各项功能的拓展有 助于获得更精确的碳通量研究结果，并进一步推助于获得更精确的碳通量研究结果，并进一步推 动气体通量及其相关研究的进程。动气体通量及其相关研究的进程。 城市土壤碳循环与碳固持研究 世界上超过50% 的人口生活在城市， 预计2050 年城市人口 将接近全球人口的70%， 且新增城市人口主要 在发展中国家，尽管 城市用地面积不到陆 地总面积的3%，未来 城市用地的扩张速度 远高于城市人口增长。 一、城市土壤定义及特征 1.城市土壤 城市土壤是指出现在城市和城郊地区， 直接或间接受到人为影响，原有继承特性 得到强度改变的土壤的总称，是一类具有 高度时空异质性的人为土壤。 2.城市土壤碳库 城市土壤中含量比农业土壤和一些自然土 壤中的有机碳含有机