青藏高原多年冻土区土壤co

青藏高原多年冻土区土壤co

1气候变化与土壤co浓度剖面分布co2是最重要的温室气体之一，其对温室效应的贡献率约为63.7%。从19世纪中叶开始，经济衰退的气体浓度在1.0km至2.0km之间。从185年代的280毫升到m-3，从革命初期的150毫升到气体的2.0%。增加温室气体浓度约28%。从185年的280毫升到m-3，再增加到1999年的367毫升m-3。增加温室气体浓度会增加温室效应，增加世界的平均气温。在过去的140年里，世界人均平均气温上升到约0.6，这是向前发展的。基于这一事实，2001年的piccc（通志发票的随机化转变）预测，到2000年，世界平均气温将上升1.4.5.8。在这种背景下，青藏高原的常年冻土区呈不同程度的梯度下降，这可能会导致多年来大量土壤中的有机碳储量减少，并以co的形式进入大气。土壤co的性质和排放过程会发生显著变化。CO2是土壤气体的重要组成部分,土壤气体CO2浓度一般高于大气几倍到数十倍,甚至上百倍.土壤气体中CO2主要来源于植物根系呼吸和微生物对土壤有机碳的分解,其浓度主要受控于生物因素(植物根系、土壤有机碳含量、土壤微生物活性等)和环境因素(土壤理化性质、温度、含水量等).青藏高原多年冻土区小范围内变化复杂的地貌特征对生物因素和环境因素产生着重要影响,进而可能对土壤中CO2浓度造成影响.土壤气体CO2浓度影响着土壤向大气的CO2释放通量,同时对植物根系生长有很大影响.研究土壤气体CO2浓度剖面分布及其与土壤理化性质的关系,有助于揭示土壤中CO2产生、积累、运输以及向大气排放的生物和物理过程,在全球变化研究中有重要意义.国外已在森林、草地和农田土壤开展了较长时间的土壤CO2浓度观测研究,得出土壤CO2浓度变化与土壤CO2排放通量有明显相关性的结论.裴志永等在青藏高原高寒草甸的研究也得出同样的结论.由于独特的自然条件和地理位置,青藏高原不仅对全球气候变化极为敏感,同时也在区域甚至全球尺度上对气候变化起着调节作用.分布在青藏高原多年冻土区的高寒草地面积达1.059×109hm2,占全国北方草原区2.105×109hm2可利用草地面积的48.2%,因而探讨青藏高原高寒草地土壤CO2浓度分布特征及其对CO2释放的贡献和影响就显得极其重要.但我国在这一地区的研究和报道很少,尤其是对多年冻土区土壤CO2浓度剖面分布的研究更少.本研究通过对青藏高原多年冻土区3种典型植被(高山干草原、高山草原和高山草甸)下的土壤剖面CO2浓度的定位观测,初步揭示多年冻土区不同草地类型土壤剖面CO2浓度的分布特征及其动态变化特征.2材料和方法2.1年冻土活动层研究区位于青藏公路沿线北麓河附近(34°51.26′N,92°56.35′E,海拔4628m)青藏铁路两侧的冲、洪积高平原上.该地属青藏高原干寒气候区,寒冷干旱,年均气温为-5.2℃,年均降水量290.9mm,年均潜在蒸发量1316.9mm,年均风速4.10m·s-1.年内冻结期长达7～8个月,冻结期为9月至翌年4月,多年冻土活动层厚度一般为2～3m,最大为3.4m,最小为1.7m.3个观测点均位于北麓河试验站附近的无名河畔,观测深度位于多年冻土活动层之中.根据地貌和植被特征,选择了高寒干草原(观测点1)、高寒草甸(观测点2)和高寒草原(观测点3)3种植被类型下的土壤.其中,观测点1的植被主要由旱生丛生禾草组成,主要建群种是沙生针茅(Stipaglareosa),主要伴生种有高原芥(Christoleacrassifolia)、冰川棘豆(Oxytropisglacialis)等,植被盖度为70%左右,土壤为石灰寒冻砂质新成土(亚类).观测点2位于低洼地带,植被建群种为高山蒿草(Kobresiapygmaea)、矮生蒿草(K.humilis)、线叶蒿草(K.capilifolia)等.此外,蓼科的珠芽蓼(Polygonumviviparum)也较为常见.植被盖度达90%左右,土壤为石灰草毡寒冻雏形土(亚类).观测点3位于平缓地带,植被盖度较低,约50%,物种组成简单,建群种为紫花针茅(Stipapurpurea)、羽柱针茅(Sebasiplumosa)、羊茅(Festucasp)等,土壤为石灰简育寒冻雏形土(亚类).2.2学习方法2.2.1土壤碳、无机碳的表征在3个观测点活动层不同深度埋设自制采集器,从2005年1月开始采集土壤气体样品,测定其中CO2浓度.所用仪器为装有FID检测器的HP-6890型气相色谱仪,使用的分离柱为13X分子筛,载气为He.H2为燃气,空气为助燃气,流速分别为:30mL·s-1,60mL·s-1,450mL·s-1.检测器、分离柱温度分别为275℃和375℃.标准气体采用国家标准物质中心提供的CO2浓度为380mL·m-3的一级标准.在布设采样通道时,采取土样,测定其性质.测定土壤有机碳时称取<0.2mm风干样20mg两份,一份在900℃条件下灼烧,测定土壤总碳(TC);另一份加浓磷酸后加热到250℃测定土壤无机碳(IC),土壤有机碳(TOC)=TC-IC.测定是在Shimazu5000A上按标准程序完成的.轻组(LF)和重组(HF)土壤的分组采用Gregorich-Ellert方法;微生物体C(MB-C)用熏蒸法测定;土壤水溶性C(WDOC)在Shimazu5000A上用测定液体中的有机碳标准程序(680℃)测定WDOC.2.2.2带孔螺帽采样通道气体采样器(图1)为聚四氟管(外径3mm,内径1mm),一端安装铁制注射器针头,把聚四氟管另一端通入铁制采集器管(外径8mm,内径4mm),露出部分通过三通阀门与30mL注射器相连接,注射器针头与采集器管之间用带孔螺帽进行固定.采样通道(图2)采样通道为外径16mm\,内径10mm的不锈钢钢管,埋入地下一端为带孔螺帽,并垫有乳胶塞.采集器前端针头可以刺透乳胶塞并抽取土壤气体样品;地上一端为无孔螺帽,无乳胶塞.在高寒干草原、高寒草原和高寒草甸各选取一个观测点埋置采样通道(由于地质原因,高寒草甸160cm和180cm深度未能埋置采样通道),并设置3个重复.采样通道于2004年10月份埋入样地土壤中,取样2005年1月开始,于1月31日、2月20日、3月13日、3月27日、4月9日、4月20日、5月6日、5月17日、5月29日共取样9次.3结果与分析3.1活动层土壤气体浓度二维的剖面分布特征3.1.1土壤深度对土壤co浓度的影响用每个深度在整个观测期间9次采样取得的CO2浓度平均值进行3种草地土壤CO2浓度的剖面分布特征分析(图3),可以看出,土壤剖面CO2浓度分布整体上呈现上低下高分布规律.3种土壤CO2浓度从10cm深度开始降低,在20cm深度达到极小值以后开始随土壤深度增加而增大.石灰寒冻砂质新成土和石灰简育寒冻雏形土在180cm深度达到最大值,石灰草毡寒冻雏形土在120cm深度达到最大值,石灰寒冻砂质新成土和石灰草毡寒冻雏形土分别在140cm和160cm出现小的波动,呈现下降趋势.但这并不影响3种测试土壤CO2浓度的剖面分布特征的相似性,基本上反应出观测期间土壤气体CO2浓度随土壤深度增加而升高的规律.观测期CO2浓度表现出随土壤深度的增加而升高的趋势;一方面是因为土壤上层的CO2更容易逸出到大气中,另一方面是因为受土壤有机碳分布状况的影响.石灰简育寒冻雏形土和石灰寒冻砂质新成土这种趋势更突出.石灰草毡寒冻雏形土在100cm深度出现最大CO2浓度值,石灰寒冻砂质新成土和石灰简育寒冻雏形土在180cm深度出现最大CO2浓度值,其深度与土壤有机碳最小值分布深度基本一致(图4).在3种观测土壤中,最小CO2浓度值的出现深度与土壤有机碳最大值分布深度有差别:3种观测土壤中土壤有机碳最大值出现在0～10cm深度,而最小CO2浓度值出现在20cm深度,其主要原因为:观测时间处于活动层的春季升温过程和夏季融化过程初期,随着气温的升高,地表附近土壤中微生物数量和活性以及植物根系呼吸作用开始增强,地表附近土壤中CO2浓度升高.3种观测土壤中CO2浓度在20cm以下深度都开始升高,主要是下层根系和微生物呼吸产生的CO2向大气中扩散受到影响所致.3.1.3残体有机碳贮量与土壤理化性质的关系用每个深度在整个观测期间9次采样取得的CO2浓度平均值与土壤有机碳的实测数据做回归分析(共222个样本)(表1).结果表明:在冻结和升温过程中,多年冻土活动层中CO2浓度也受土壤有机碳含量影响,与重组有机碳、轻组有机碳和植物残体有机碳贮量关系密切.由于微生物碳集中分布在土壤表层的特征以及低温对微生物活性的限制和水的冻结作用,多年冻土活动层中CO2浓度与微生物碳和水溶性碳相关关系不明显.在整个观测期间,石灰寒冻砂质新成土CO2浓度与土壤总有机碳、重组有机碳、轻组有机碳和植物残体有机碳贮量呈显著的正相关(R2分别为0.787、0.849、0.830和0.511);石灰草毡寒冻雏形土CO2浓度与土壤总有机碳和重组有机碳贮量呈显著的正相关(R2分别为0.615和0.647);石灰简育寒冻雏形土CO2浓度与土壤总有机碳、重组有机碳、轻组有机碳和植物残体有机碳贮量线性相关关系不显著,但与水溶性碳贮量呈显著的正相关(R2为0.707).可以看出,土壤总有机碳贮量及其各组分贮量对冻土CO2浓度有显著影响.3.1.4各深度土壤水分与土壤温度的关系土壤温度和水分是影响土壤气体CO2浓度的最重要的环境因素,在冻土季节变化的春季升温阶段和夏季融化阶段初期,它们一方面通过影响微生物活性而影响土壤CO2产生;另一方面也影响CO2在土壤中的扩散.观测结果表明,土壤CO2浓度(表2)与同期土壤温度的剖面分布(图5)有明显的一致性,整体上呈现出CO2浓度随土壤温度升高而增加的趋势,而与土壤水分条件的关系较复杂.回归分析表明,3种土壤各深度土壤气体CO2浓度与土壤温度呈极显著的正相关(R2变化在0.673～0.788,p<0.01),与100cm以下各深度土壤水分的相关关系不明显(R2变化在0.216～0.433),而在100cm以上各深度与土壤水分有明显的相关关系(R2变化在0.545～0.723)(图6).观测期间土壤温度变化可以解释土壤剖面上CO2浓度变异的67.3%～78.8%,土壤水分变化可以解释100cm以上部分土壤剖面上CO2浓度变异的54.5%～72.3%.这说明土壤气体CO2浓度主要受土壤温度的影响,在100cm以上各深度土壤气体CO2浓度同时受土壤温度和含水量的共同影响,且有交互效应.采样时期处于活动层的春季升温过程至夏季融化过程初期,3个采样点土壤气体CO2浓度变化呈现明显的规律性.从表2可以看出,3种观测土壤CO2浓度变化有相同之处:春季升温过程3种观测土壤CO2浓度呈现一个峰,并在3月中旬达到最高值,这可能与活动层冻结对土壤CO2的闭蓄作用有关;之后,随着温度的继续升高,活动层开始的日冻融过程使100cm以上土壤水分减少,土壤通透性变好,活动层融化所释放的CO2更容易通过地-气交换排放到大气中,使土壤气体的CO2浓度开始降低;随着温度进一步升高,植物根系呼吸作用和土壤微生物活动加强,土壤气体CO2浓度开始升高.观测其间3种土壤在100cm以下深度土壤体积含水量都在100%以上,并且变化不大,基本上处于恒定状态,其对观测期间土壤CO2浓度季节变化的影响可以忽略不计.0～80cm土壤水分含量在4月下旬开始明显上升,与土壤CO2浓度在夏季融化阶段开始上升具有一致性.4气调改造对青海湖冻土区2年生由于试验区范围很小,降水量、蒸发量和大气温度不同所造成的影响可以被排除.但由于微地形变化的复杂性而导致了成土母质和土壤水热条件在小范围内显著变异,所形成的不同土壤呈斑块状嵌套分布.这一成土条件和土壤类型分布模式在青藏高原多年冻土区具有很强的代表性.研究结果显示:由于水热条件和成土母质的差异造成的植被类型和有机碳剖面分布特征的不同是造成3种观测土壤CO2浓度剖面分布差异的重要原因,由此可以推断出青藏高原多年冻土区的土壤气体CO2浓度变化范围空间变异性很强.特别是考虑到降水量、蒸发量、温度等气象因子和地貌特征在大范围内存在显著差异的情况下,土壤气体CO2浓度变化在该地区大范围内存在显著空间变异是必然结果.土壤气体中的CO2有2个重要来源,一是植物根系呼吸,二是土壤微生物分解有机碳.Brouchkovetal.研究发现:在-6℃的冻土中依然有微生物活动;冯虎元等研究表明:北麓河地区的高山草甸和草甸化草原植被下的活动层和多年冻土层土壤中,微生物对有机碳的分解活动常年进行着.观测期间大部分时间活动层处于冻结状态,植被根系呼吸作用所产生的CO2可以忽略不计,土壤气体中的CO2主要来源于微生物对土壤有机碳的分解和由于地表冻结的闭蓄作用造成冬季或晚秋释放的CO2被束缚在冻土活动层中.本研究结果还无法区分活动层冻结时期微生物对土壤有机碳的分解和由于地表冻结的闭蓄作用造成CO2被束缚在土壤中对土壤气体CO2浓度影响的相对重要性.在全球气温升高和该地区冻土地温升高的背景下,低温对土壤气体CO2浓度的限制将减弱,CO2在土壤的垂直和水平空间变异有可能会加剧.同时,低温对土壤有机碳库分解的限制作用也会减弱,庞大的土壤有机碳库对气候环境的影响将不容忽视.5土壤剖面co浓度变化范围(1)土壤剖面上土壤气体CO2浓度呈现比较规律的上低下高分布特征.在动态变化方面,土壤中CO2浓度在活动层年变化过程的春季升温过程(3月中旬)呈现一个峰值,经过短暂的降低后随夏季融化过程开始,于3月底到4月中下旬CO2浓度开始升高.(2)土壤剖面CO2浓度与土壤有机碳贮量和土壤温度呈明显的相关关系;在100cm以上深度与土壤水分呈明显的相关关系.在整个观测期间,3种观测土壤剖面土壤气体CO2浓度变化范围高于我国塿土CO2浓度变化范围,也远远高于青藏高原五道梁地区高寒草原土壤气体CO2浓度变化范围;石灰简育寒冻雏形土和石灰寒冻砂质新成土CO2浓度变化范围低于国外报道的草地和农田CO2