湿地土壤碳循环研究进展

进展 ,提出了进一步研究的问题 。
[ 关键词 ]湿地 ;土壤 ;碳循环
[ 中图分类号 ] P595
[ 文献标识码 ]A [ 文章编号 ]1673 1409 (2005) 08 0001 04
当今世界广泛关注的全球气候变化尤其是气温升高问题与陆地生态系统的碳素循环有着密切联系 。 湿地是地球 4 大陆地生态系统之一 ,尽管全球湿地面积只占陆地总面积的 4 %～5 %[1] ,与其它陆地生态 系统 (森林 、草地与农田) 的面积相比相对较少 ,但其碳储量却是最高的 ,达 450 Gt ,相当于陆地生态圈总 碳量的 20 %[2] ,是一个名符其实的“碳汇”。近半个世纪以来 ,人类对天然湿地的干预不断增强 ,导致湿地 面积锐减 ,湿地旱化严重 ,其储藏的有机碳大量降解 ,成为一个向大气层释放温室气体的“碳源”[3～7] 。因 此 ,湿地生态系统的碳素循环尤其是其储量变化对陆地生态系统碳循环和全球气候变化具有不可忽视的 重要影响 。
g ·m - 2[9 ] 。由于 植物 残体 在 湿 苔原
1 250 4 550
950
9 295 304 8 191 199 6 121 127
7
236
243
2
42
44
6
128
134
地多水 、厌氧的环境下分解缓慢 , 湿地
350
15 225 240
43
643
686
形成富含有机质的湿地土壤和泥 农田
1 600
长江大学学报 (自科版) 2005 年 8 月 第 2 卷 第 8 期 / 农学卷 第 25 卷 第 3 期 Journal of Yangtze University( Nat Sci Edit) Aug. 2005 Vol1 2 No1 8 / Agri Sci V , Vol1 25 No1 3
(5) 底物的性质 研究表明底物性质是控制湿地有机碳分解的主要因素之一[33] 。不同种类凋落物分 解速率不同 ,原因在于凋落物所含的易分解 、难分解物质以及 C/ N 比的差异 。待分解底物的 C/ N 、C/ P 以 及 C/ N/ P 比通过对微生物同化作用的影响 ,来控制有机碳的分解速率 。
3 湿地土壤有机碳的循环过程
3. 1 湿地土壤有机碳的积累 生态系统有机碳的积累取决于系统植被净初级生产力 (N PP) 与有机碳分解和净排放之间的差异 。湿
地植物残体因受湿地多水和还原性强的限制 ,其分解 、转化速度比较缓慢 ,通常以泥炭或有机质的形式表 现为有机碳的积累[17] 。Sevensso n 等[3] 的研究结果表明 ,泥炭湿地的植被净初级生产力约有 30 %～40 % 贮存在泥炭层中 。泥炭湿地长期的碳累积速率为 20～30 g ·m - 2 ·a - 1[18] 。此外 ,湿地生态系统的环境特 征对系统有机碳的积累也产生重要影响 。对于开放或半开放的湿地生态系统 ,由水体带入或带出的有机 物和可溶性碳 (DOC) 在其总有机碳的收支上都占有一定的比例 。据 Lee[19] 报道 ,香港西北部港湾的红树 林 ,每年由流入的水体带入的有机残体 、碎屑干物质达 4. 42 g ·m - 2 。Fraser 等[20] 对加拿大 Ontario 的泥 炭沼泽研究也发现 ,通过降水截获的 DOC 约为 (1. 5 ±0. 7) g ·m - 2 ·a - 1 ,但每年的 DOC 输出量达 (8. 3 ±3. 7) g ·m - 2 。 3. 2 湿地土壤有机碳的分解转化及影响因素
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湿地土壤碳循环研究进展
田应兵 (长江大学农学院 ,湖北 荆州 434025)
[ 摘要 ]湿地是地球上碳储量最大的陆地生态系统 ,其碳储量约占陆地生态圈总碳量的 20 %。湿地碳的 90 %
以上储存在湿地土壤中 。湿地土壤碳的循环对全球大气碳的收支平衡以及全球气候变化可能产生重大影
响 。概述了湿地土壤碳素变化与温室气体排放的关系 、湿地土壤碳素循环过程及其影响因素等方面的研究
(4) p H 值 p H 值与氧化 —还原电位联合作用 ,通过控制分解过程中微生物的种类 、数量及其活性来 影响有机碳的分解 。Delaune 等[31] 研究发现 ,一定的氧化 —还原电位 ( - 150～500 mV) 范围内 ,14 C 标记 的有机物料在 p H 6. 5 时的分解率 (14 CO2 计) 最高 。高于或低于 p H 6. 5 ,其分解速率都显著降低 。J en2 kinso n[32] 也曾指出 ,在酸性土壤 (p H 3. 7) 中 ,植物残体分解初期的分解速率较慢 ,直至腐解 5 年后才看到 土壤酸度的这种影响 。由此可见 ,适度的中性环境条件利于有机碳分解 。
湿地土壤是湿地的基质 ,也是湿地生态系统碳素的主要储积场所 。毫无疑问 ,湿地土壤碳素的变化在 湿地生态系统碳循环以及由此产生的环境效应 (如大气 CO2 含量升高) 中起着关键性作用 。
1 湿地土壤的碳储量
湿地中的碳主要储存在土壤
表 1 陆地生态系统植被和土壤 ( < 1 m) 碳储量
和植物体内 。同其它陆地生态系 Table 1 Carbon storage in vegetation and soil ( < 1 m) in terre strial eco systems
数年中很快被分解释放到大气中 ;木材如果被燃烧 ,储存于其中的碳也很快丧失 。而土壤则是相对稳定的
碳储存库 。湿地土壤碳储量可占到湿地总碳储量的 90 %以上 ,一般所谓的湿地碳素主要指湿地土壤中的
[ 收稿日期 ]2005 05 16 [ 基金项目 ]湖北省教育厅国际合作项目资助 (2001 G03002) [ 作者简介 ]田应兵 (1962 ) ,男 ,湖北公安县人 ,农学博士 ,长江大学农学院副教授.
(2) 温度 温度是影响有机碳分解过程的一个至关重要的因子 。温度对基质呼吸速率的影响一般用 Q10 函数关系来表示 ,即温度每升高 10 ℃时呼吸速率增加的倍数 。不同的生态系统中 Q10 值有所差异 ,通 常情况下的 Q10 = 2 。寒冷地区的 Q10 值往往大于 2[28] 。在水分条件为非限制因子时 ,基质的呼吸强度与 温度呈正相关关系[29] 。但在沼泽 、积水冻原等湿地生态系统中 ,湿度和供氧强度成为限制因子时 ,基质的 呼吸速率与温度的关系是非线性的[30] 。
统相比 ,湿地的生物生产量较高 。 生态系统
例如 ,泥炭沼泽和沼泽等湿地生
态系统的净初级生产量 ( N PP) 一
热带森林 温带森林
般为 300～1 000 g ·m- 2 ·a - 1[8] , 北方森林
面 积
/ (106 hm2 ) 1 755 1 038 1 372
碳储量/ Gt 植被 土壤 总计
(3) 通气状况与氧化 —还原电位 ( Eh) 基质供氧不足时微生物的活性将受到抑制 。湿地在淹水时 , 沉积物表层中的氧只需几小时到几天就耗尽 ,因为氧在溶液中的扩散比在多孔介质中慢 99. 99 % ,这种低 扩散能导致厌氧或还原条件 。长期渍水的沉积物基质 ,其 Eh 低 ,厌氧性强 。14 C 标记的有机物料的腐解试 验表明 ,腐解速率随着 Eh 的降低而降低 ,释放的14 CO2 量也随着 Eh 值的降低而减少[31] 。
212 216 428 59 100 159 88 471 559
单位面积碳储量/ (t ·hm- 2) 植被 土壤 总计
121
123
244
57
96
153
64
343
407
生长在我国三江平原沼泽湿地的 热带草原
2 250
66 264 330
29
117
146
毛果苔草的 N PP 每年高达 1 300
温带草原 荒漠和半荒漠
3 128 131
2
80
82
总计
15 115
466 2 011 2 477
31
133
164
炭 。因而 ,湿地土壤比其他类型 注 :由于对各种陆地生态系统的定义目前尚不很明确 ,故表中数据存在着相当的不确定性 。
土壤能储存更多的碳 (表 1) [10 ] 。
储存在土壤 、植物及其凋落物中的碳平均停留时间 (MR T) 有着较大区别 。如农作物中的碳在数月至
(1) 水文状况 由于湿地生态系统处于高地和深水系统之间 ,对于水文变化 (水的滞留和运动) 特别敏 感 。水文条件不仅能直接改变湿地的理化性状 ,如养分的有效性 、基质的缺氧程度 、基质盐度 、沉淀性质和
农学卷 第 25 卷 第 3 期
田应兵 :湿地土壤碳循环研究进展
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p H 值等 ,而且也是最终选择系统生物群落的主要因素之一[26] 。湿地土壤微生物活性较同一气温下的旱 地低 ,湿地比相邻旱地的土壤酶活性也要低得多[27] 。湿地生态系统的干湿交替会引起土壤微生物活性及 种群的改变 ,并对有机碳的分解转化过程产生影响 。
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长江大学学报 (自科版)
碳 。如果气候稳定且没有人类干扰 ,湿地相对于其他生态系统能够更长期地储存碳 。
2005 年 8 月
2 湿地土壤碳素变化与温室气体排放
研究表明 ,在没有人类扰动的情况下 ,天然湿地植物净同化的碳仅有 15 %再释放到大气中 ,说明天然 湿地能够作为一个抑制大气 CO2 升高的“碳汇”[11] 。湿地一旦受到人类活动的干预 (如农用开垦 、资源开 发等) 后 ,随着水分减少和土壤氧化性能增强 ,植物残体及泥炭的分解速率将会大大提高 ,碳的释放量增 加 ,结果导致湿地土壤有机碳的损失 。据估计 ,在过去近 200 年中 ,由于湿地转为农田和林地造成的碳素 损失约为 4. 1 Gt [12] 。湿地碳素损失的主要途径是土壤有机碳经微生物的作用分解转化为简单的气态产 物 (主要是 CO2 、C H4 等) 释放到大气中 。据 IPCC (1995) 报告 ,天然湿地的 C H4 排放量为 1 ×1014 ～2 × 1014 g ·a - 1 ,平均占全球 C H4 排放总量的 22 %。目前关于湿地 CO2 排放对大气 CO2 的贡献方面尚无定 论 。一般认为未受干扰的湿地生态系统由于较高的植被净初级生产力而成为大气 CO2 的“汇”。例如 , Smish 等[13] 对路易斯安娜 Barataria 盆地的海滨湿地 CO2 通量的调查发现 ,盐质 、淡水和海水淡水混合沼 泽每年有机碳收支为净积累 。但改变天然湿地的用途会导致湿地 CO2 排放量的显著增加 。天然湿地改为 草地和农用地后 ,CO2 净释放量增加了 5～23 倍[14] 。Bur kett [15] 也发现湿地在排干或半排干状态下是 CO2 的“源”。湿地开垦后 ,厌氧条件减弱 ,有氧分解作用增强 ,CO2 排放的增加量有一部分来源于 C H4 排放量 的减少[14] 。而在不考虑通量差异的前提下 , C H4 所引起的温室效应是等量 CO2 的 21 倍 。因此 ,在短期 (几十年) 内 ,湿地生态系统是温室气体的“源”。但是 ,C H4 在大气中的滞留时间较 CO2 短 ,在一个相当的 时间尺度 (100 年) ,其“汇”效应还是占主导地位[11] 。Ro ulet 等[16] 以 100 年作为时间尺度对加拿大泥炭湿 地的 CO2 和 C H4 收支进行估算 ,也得出了同样的结论 。
湿地土壤有机碳的主要形态包括半分解的植物残体 、半分解产物 、可溶性碳与腐植化碳等 。在特殊的 水文状况和供氧条件下 ,湿地土壤有机碳的分解转化包括有氧降解和厌氧发酵两种途径 ,CO2 是这两条途 径的最终产物 ,只有当土壤处于极度还原环境时 (氧化 - 还原电位 Eh < - 150 mV) 才会形成还原产物 C H4 。一般认为 ,湿地有机碳的周转时间可长达数十年至数百年 。即使在淡水流域的森林湿地中 ,周转较 快的可溶性碳 (DOC) 也约需 40 年左右[21] 。全球范围内 ,气候因子与植被类型 、底物性质以及养分有效性 对湿地有机碳分解转化过程都有不同程度的影响 。对于某一特定区域 ,有机碳分解机制主要受三方面因 素的制约 : ①待分解底物的性质[22 ] ; ②影响分解微环境的理化性状 ,如温度 、水文状况 、p H 、Eh 等[23 ,24 ] ; ③ 待分解底物与分解微环境共存的时间 。Lockaby 等[25] 认为凋落物输入分解微环境的时间对其分解过程 能产生持续影响 。