放射性碳同位素在土壤碳循环中的应用

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!#$%&!’(&!"#)#**+#’"#**ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ !#$%,!-(&$./0123)$.4/56/76+#-"#***
是绝对国际标准 9:; 草酸的碳放射性值 &
!! " !" "
其中 #$./0123 是样品中碳的放射性 $$.5 是样品碳放射性校正到 !#"%#$!8! 时的值 %$.4/56/76 目前 % 放射性碳同位素方法被广泛应用于土壤碳循环中 % 集中起来 % 主要应用于以下几 方面 # 土壤有机质周转速率的测定 % 土壤呼吸释放的 %<! 的放射性测定 % 土壤中细根年龄和 周转时间的计算 % 土地利用变化的研究等等 &
)*+, 等%!&’&!--- $设计了一个土壤呼吸释放 #$! 的放射性同位素测量的设备 ’ 通过建立 模型将土壤呼吸释放的 #$! 的碳放射性值和土壤碳循环联系起来 ’ 并分离出根呼吸和异养
呼吸 % 模型可用公式表示如下 "
!!"!#$!% !%"!!&’()"*+,
.(/ .01
.23#1-.4.25&1.23#1/,06 &723#1-10 .2-1 其中 ’!! 是土壤释放的总 #$!(!2 是根呼吸产生的 #$!(!3 是微生物分解产生的 #$!((
#! #!
其中 ( $;#&<<=为土壤有机质 #&<< 年的 #!$ 放射性 ) $!> 是在采样年大气的 #!$ 放射性 )
$4>?3@?0@是现代标准碳的 #!$ 放射性 !$> ’$>B# ’!’1 代表的意思与式 &< $一样 % 在该方程中 !假设
植物从大气中吸收的 #!$ 是在 # 年以后随凋落物进入土壤的 % 大气的碳放射性值可从文献 中查阅 9%%E%!:% 计算时先给一 ! 值 ! 据式 &,$ 可知 $;#&<<= ! 将 $;#&<<= 和 ! 代入式 &D $! 重复迭代可得 采样年的碳放射性值 ! 选择合适的 1 值 ! 直至计算和实际测得的值精度达到 )F)))#G 年 %
@ A " 文中介绍了放射性碳同位素方法在土壤碳循环中的应用 ! 分析了在土壤有机质 ( 土壤 K(! 气体研究中的主要方法和模型 ! 并指出土壤有机质的放射性测定可以研究较长时间尺度的
碳循环 # 十几年 ( 几十年至更长时间尺度 &! 而土壤 K(! 气体的放射性 测 定 可 以 研 究 短 期 # 季 节 变 化和年变化 & 内碳的动态 ’ 放射性碳同位素用于土壤中细根周转时间的计算 ( 土地利用变化等方 面的研究成果及方法也在文中分别作了介绍和分析 ’ 最后提出了国内研究应加强的领域和未来 利用放射性碳同位素方法研究土壤碳循环的重点研究方向和发展趋势 ’
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$ L73>/3> ;*+$= 7M ?L>28/ N-$ O77P4 Q2>. 8?027R4 >R0378/0 >2S/4 ;?M>/0 H42/.I #&&(=
( 放射性碳同位素测定土壤呼吸释放的 $-%
土壤有机质的分解速率不仅可以通过土壤有机质的碳放射性来测定 ! 还可根据土壤呼
种方法得出的周转时间仍是一个在短期内 & 几年或几十年 $ 的平均值 "
$./0123415 和 60781239%#:&#&&($ 计算碳周转时间的方程为 ( $;#&<<= $4>?3@?0@
#! #! #! #!
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&, $ &D=
$> A$>B# B;1C!=$>B# C1$!>
是土壤有机质的分解率 # 该分解率是气候因子和土壤质地的函数 $() 是土壤碳含量 (4 是土 壤有机质分解释放的 #$! 的比率 (, 是土壤有机质的周转时间 ( .23#1-. 为土壤呼吸释放的总
#$! 的 23# 含量 (.23#1-10 和 .23#1/,0 分别为有机质分解释放和根呼吸释放的 #$!# 同大气 #$! 的 值相同 $ 的 23# 值 %
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吸释放 #$! 的碳放射性来测定%!&’! 土壤呼吸可分为两部分 " 土壤有机质的微生物分解 #异养呼吸 $ 和根呼吸 %区分土壤有机 质的微生物分解 & 异养呼吸 $ 和根呼吸具有重要的意义 ’ 常规方法如用物理干扰土壤和根的 方法 ’以及用同位素标定的方法都有一定的局限性%!(’% 到目前为止还没有较好的方法 %
%4(%4+#E"+F%4+# %4 (%4+# E"#$+,FE#’%4+#
#$ #$ #$ #$
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其中 %#%+# 是前一年的碳含量 %#%&# 是前一年的 #$% 含量 %" 是有机碳的输入率 %’ 是有机 碳的周转率##)周转时间 !4 "%$ 是 #$% 的衰变常数 !*G***#!$8) 年 "& 假如核试验前的土壤样品存在 % 可以测定其碳和 #$% 的含量 % 则可以选择最合适的平均 输入率和土壤有机质分解率 % 采取重复迭代方法 % 使其代入方程 !$ "!8 " 后得到的 % 和 #$% 含 量与测量值最接近 & 这种方法需要同一土壤过去和现在的样品以便测定其 % 和 #$% 的含量 % 一般情况下这 一点很难达到 &这一方法的假设前提是 ## "假定土壤有机质的分解率是一个常数 % 不随时间 ’ 气候和土壤性质的转变而变化 & 在这一前提下 % 测得的碳周转率和输入率代表的是在几年到 几十年内的一个平均值 & ! " 假定在任一给定年份输入的碳和当年大气中的碳的 #$% 含量相 同 %也就是说碳的输入和碳的固定之间的时滞不超过 # 年 & 这一假定在有些情况下是不成立 的 %例如针叶林 % 其叶子在成为凋落前会在枝上停留许多年 %这样当其成为地面枯落物时 %它 的 #$% 值就与当年大气的 #$% 值不一样 % 大约有 #* 年的滞后期>!*D& 在 H.I3J>#@D描述的方法中也是基于以上假设 %但是不需要土壤过去的样品 & 然而由于大
B C
D " 放射性碳同位素 ) 土壤碳循环
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: 引言
土壤中储存的碳大约是储存在大气中碳的 ! 倍 ! 是储存在活植物体中的 " 倍 N:8!O! 土壤中 碳的 *汇 +* 源 + 状态将在很大程度上影响全球碳的收支与平衡 ’所以对于碳的研究 ! 尤其是对 于土壤中碳的累积和周转动态的研究具有重要的意义 ’ 然而由于缺乏对土壤有机质动态的 深入了解 N:8"8#O! 陆地碳循环的最终机制还未搞清楚 ! 这势必影响全球碳循环及土壤碳库对气 候和土地利用变化的响应程度和时间的相关研究 NMP%O’ 碳的同位素 ! 尤其是放射性碳同位素 ! 为我们提供了一个研究在不同时间尺度的土壤碳循环动态的有效方法 N?P:$O! 从而可以用来评 估土壤碳库对于全球环境变化的响应 ’ 自然的放射性碳同位素是由于大气中宇宙射线产生的中子与稳定性氮同位素 %:#- $ 相 互作用而产生的 ! 其反应式如下 ":#-QD!:#KQR%D 是中子 !R 是质子 $’ 大气中的 :#K 很快被氧 化成 :#K(!! 并通过光合作用和食物链进入动植物体内 ’ 动植物体内的 :#K 值同大气中的一 致 ! 但是当动植物体死亡后 ! 吸收碳的代谢作用停止 ! 就只有碳的衰变而没有新的补充 ’
!期
王 琳 等 " 放射性碳同位素在土壤碳循环中的应用
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气中核试验 #!$ 的升降效应 ! 用这种方法计算出的周转时间有时会出现 % 个值 " 例如 ! 如果 在 #&’! 年收集的土壤样品的 #!$ 值为 #()*+$ ! 则其对应的周转时间有 , 或 %# 两个值 # 图
# $% 这时 ! 就需要有其它测量值 &如凋落物 ’ 土壤 $-% 气体和土壤碳含量 $ 来进行判断 " 用这
从以上式子可推出 "
84%.23#1-.5.23#1/,0’9%.23#1-105.23#1/,0’
.221
(’!!4+) .2!1 23 如果 #$! 气体量 #!!$’ 土 壤 碳 含 量 #) $’ 土 壤 呼 吸 释 放 的 #$! 的 # 含 量 ’ 大 气 #$! 的 23 # 含量和土壤有机质分解释放的 #$! 的 23# 可测得 ’ 则用上式可估计出 4’ 即土壤有机质分 解释放的 #$! 的比率和土壤有机质的分解率 #: $% 然后可以估算出异养呼吸和根呼吸的量 %
$./3 等 9%,:&%))%$ 利用该方法对中国亚热带地区的鼎湖山保护区的土壤剖面进行研究 !
分层计算出土壤有机质的周转率 ! 并利用周转率 ’ 土壤有机质碳含量 ’ 土壤容重和土层厚度 等参数估算出有机质分解释放的 $-%%
含 量
周转时间 & 年 $ 图# 不同周转时间的活动土壤碳库的 #!$ 含量 &*+$ $& 摘自 H42/.I#&&($
.HD23S 和 TBUU7N::O首先发现碳的这种衰变有一个固定的衰变率 ! 并且首次测定出放射性碳的 半衰期是 MM=? 年 ’ 经过 :$ 个半衰期后 ! 原样品中的放射性碳所剩无几 ’ 通过测定样品中剩
余的放射性碳 !再经现代碳标准的校正 ! 即可以计算样品死亡以后的时间 ’ :#K 值可以用以下 几种方式表示N:!8:"O"
第 !" 卷 第 # 期 !$$# 年 % 月
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#:4 中国科学院地理科学与资源研究所 ! 北京 :$$:$:; !4 中国科学院研究生院 ! 北京 :$$$">J &
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$./0123415 模型最大的优点就是不需要核试验前的土壤样品 ! 也不需在两个值中进行
再判断 % 但其假设条件也有所限制 (假设土壤上层部分 &小于核试验效应能影响到的土壤最 大深度 $ 易受大气 #!$-% 的影响 ! 其 #!$ 值等于大气 #!$ 值 ! 且忽略工业效应的影响 9%<:! 则 #&<< 年大气 #!$-% 值近似等于现代碳标准的 #!$ !由此 !&,$式可由 &D$ 式推出 %
! 放射性碳同位素测土壤有机质的年龄和周转率
在 !* 世纪 8* 年代以前 % 大气中的 #$% 含量基本上是稳定的 % 自从 8* 年代和 =* 年代的 核试验以来 %空气中的 #$% 含量大大增加 & 这些空气中高 !#$% 值的 #$%<! 随光合作用进入植 物体内 % 成为研究土壤碳短期 ! 如几年到几十年内 " 周转率的示踪剂 >!?@?A?#$B#CD& 在核试验禁止 后 %大气中 #$% 含量逐渐降低 % 但是到目前其值仍高于核试验以前的值>#*?#C?#AD& 对于在核试验以前的样品其年龄及有机质分解速率的计算可由 !#$% 计算公式直接算 出 % 受到核试验干扰的样品 % 测定起来比较困难 % 而这部分样品往往是全球变化研究中的重 点 % 所以对于核试验后样品的年龄校正是目前放射性碳同位素测土壤有机质年龄及分解速 率研究中的热点 & 目前的多种关于有机质周转时间的计算大多是基于时间模型 % 通过模拟土壤有机质核 试验 #$% 的摄取来把核试验 #$% 的信息转化成有机质的周转时间 & 假定有机质分解遵从一级动力学方程 % 则土壤中有机碳和 #$% 的变化可以用下列方程 表示 #
在这种方法中有一个基本的假设 ’ 即土壤有机质呼吸释放的 #$! 的 23# 可以以植物在 非生长季生命活动最小时的土壤呼吸释放的 #$! 的值来近似估计 % 但是这种假设的正确性 还有待于进一步探讨%2-’% 用这种方法 )*+,%!&’#!---$ 研究了加利弗尼亚土壤呼吸释放的 #$! 的季节性变化 ’ 表明 有机质分解和根呼吸都有明显的季节变化 % 异养呼吸所占的量在生长季约 !-;<=-; ’ 而在 非生长季几乎达到 2--;% 除了土壤温 ) 湿度外 ’土壤特性不同 & 如粘粒含量 ’ 凋落物质量 ’土 壤质地等 $’ 土壤呼吸和有机质分解也不同 ’ 但是土壤矿物和土壤质地影响土壤呼吸的机制 还有待于进一步研究 % 通过测土壤呼吸释放 #$! 的 23# 来测定土壤有机质分解速率的方法与通过直接测定土 壤有机质 23# 的方法所得出的结果是不一样的 & 表 2 $% 一般来说 ’ 直接测量土壤碳含量在短 期内的变化是非常困难的 ’ 因为这种短期的变化与土壤碳储量和碳库的自然变化相比是非 常小的%!0>"-’% 而测定土壤呼吸释放 #$! 的 23# 含量 ’可以有效地测定土壤碳库在短期内 & 季度 和 2 年 $ 的变化 ’ 从而大大拓宽了利用 23# 测定土壤碳循环的时间尺度 ’ 有助于我们更好地 了解土壤碳循环的机制 %
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!"#$ "!$$#9$:; %&’$< !$$#9$"4 ()*+ " 国家自然科学基金重点项目 ##$"":$$= $ 资助 4 ,-./ " 王琳 %:>%?!&! 女 ! 在读博士生 ! 主要从事陆地生态系统格局与过程方面的研究 ’ *9@AB3< 3CADEFBEGDHH4AI4ID