第三章第一节 土壤中的碳与环境质量

沙漠 冻土苔原
耕地 湿地 总计
面积
106hm2
%
1540
12.7
1200
9.9
1110
9.1
2400
19.8
480
4.0
2140
17.6
880
7.2
2120
17.4
280
2.3
12150
有机碳贮量
Gt C
%
184.5
13.2
104.3
7.5
181.9
13.0
129.6
9.3
149.3
10.7
84
6.0
4.9
72
4.6
71
4.5
19
1.2
18
1.1
1576
2、土壤有机碳密度
➢ 土壤有机碳密度是指单位面积（1m2或1hm2）中一定厚度的 土层中有机碳数量。一般情况下，指的是上部1米的土层， 因此，有机碳密度的单位常用kg C/m2或kg C/hm2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结果。
➢ 这说明土壤中粘粒对有机质也有较大保护作用,质地越粘,粘粒 及粉砂粒表面有机碳的饱和程度越低,剩余的能为微生物代谢产 物结合位置也越少,粘粒及粉砂粒所起的保护作用就越弱。另一 方面也说明,土壤的粘粒部分在有机质的中期转化过程中起着重 要的作用,而粉砂粒则在有机质的长期转化过程中起着重要作用。
5、土壤pH和碳酸钙含量
191.8
13.8
167.5
12.0
202.4
14.5
1395.3
（一）土壤有机碳库（SOCP）的重要性
1﹑对环境的影响 ①全球碳平衡及碳循环
1800年大气CO2为280ml/m3 （IPCC，1990）；1959年 在美国夏威夷Mauna Loa长
（温室气体除一氧化二氮外均期3与15检m之测l/m站有3大，关气此C后）O持2为续增加，
（二）气候变化与土壤甲烷释放
N放2总O、陆量N地约O生7、0态%C系是O、统土H与壤2大S生和气态S的系等气统痕体产量交生气换的体除微的C生交O物换2外活。,还动大有引气C起中H和甲4、反烷刍排 动物排放，其余来自化石燃料和生物的燃烧。
除自然生态系统外，大面积的农田生态系统，尤其是稻 田也是甲烷的来源。 全球C每H年4的进代入谢大比气CCOH24复的杂排,土放壤量中约既0.4产1P生gCCH。4湿,又地消土耗壤C的H4。 C白H蚁4每和年归排还放土量壤约的0动.1物31粪Pg便C,,占“土总壤排”放的量贡的献32可%达。4如4%果。包括 壤9地气0%净土CH大的损壤4总气C失 每H量中和年4在的每大从回3年气大%到有净气～大3积 中98气%6累消T。之的耗gC前掉C的H被(C氧4氧可H化4化能被)的成为氧CC2化3HO～为42为。2C81水OT1～g2分。C3未。所4T饱湿以gC和地每,占的中年大旱土
（二）稻田土壤甲烷排放量及其影响因素
①土壤水分管理对甲烷排放量的影响 ②土壤性质对甲烷排放量的影响
ⅰ土壤Eh ⅱ土壤PH ⅲ土壤质地和土壤渗透率 ⅳ土壤类型 ③有机肥的施用 ④土壤温度 ⑤水稻植株生长及品种
五、全球气候变化对土壤碳循环影响
㈠气候变化与土壤二氧化碳释放
人类活动对土地利用和覆盖的变化是最直接影响土壤碳 库的因子：影响最严重的是将自然植被转变为耕地。减少有机 质的输入，破坏有机质物理保护，增强腐殖物质矿化作用，土 壤呼吸增加，土壤碳库储量降低。
生物碳库
BCP
420~830
陆地植物
岩石碳库 水域碳库
LCP HCP
2~10*107 750~1050
煤、石油、沉积物） 至16公里深
不含深海溶质碳
土纲
有机土 始成土 新成土 淋溶土 氧化土 干旱土 老成土 火山灰土 软土 灰土 变性土 其他土壤 总计
全球土壤中有机碳贮量
面积
103hm2
%
1745
➢ 陆地生态系统中的土壤碳库,以森林土壤中的碳为最多, 占全球土壤有机碳的73%;其次是草原土壤的碳,占全球土壤 有机碳的20%左右。粗略地估计我国的SOCP为185.7Pg碳, 约占全球土壤总碳量的12.5%。
不同生态系统土壤中的有机碳贮量
植被类型
热带森林 温带森林 极地森林 热带疏林及稀树草原 温带疏林草原
三、土壤有机碳的分解转化
（一）土壤有机质各组分的转化 （1）动植物残体的转化 （2）微生物生物量 （3）腐殖质组分（胡敏素 胡敏酸 富啡酸）
碳循环
地球表层系统碳库与碳循环
(1Pg=1015g)
(二）影响土壤有机碳分解的因素
1、外源有机物的化学组成
➢ 进入土壤中的有机物的化学成分不同，其分解速率也各 异。一般而言，幼嫩的和木质素含量低的植物残体分解快。 Herman等认为：稻草的多种化学组成都会影响其分解，CO2 释放量=碳水化合物%/（稻草C/N*木质素%）
轻组有机碳对种植制度耕作方式 施肥措施和土地利用以及气候变化的影响 比土壤总有机碳更为敏感，是反映土壤质量变化的一个敏感指标。
而重组有机碳具有转化慢，C/N值低等特点，该组分对土壤肥力的保持以及 土壤碳的固持具有重要意义。
（2） 土壤有机碳的生物形态
微生物碳（C mic)是活跃的移动性碳库，通常用氯
➢ 林心雄等研究了13种植物残体在苏南地区的分解速率与 植物化学组成的关系，结果表明植物残体分解后的残留C量 与其木质素百分含量、木质素百分含量与（苯醇溶解物+水 溶性物+碳水化合物）百分含量的比值呈显著正相关，但与 C/N比及水溶性物含量无关。
2、 土壤水热条件
➢ 土壤微生物的最佳土壤水分张力范围在-20--50Pa之间。 Pal等发现实验期间保持60%的田间持水量时稻草的分解最快。
仿-K2SO4分散提取法测得。土壤微生物碳不仅因土壤类型 不同而异，而且土壤微生物碳量明显的随着生物生长季节 和耕作制度的变化而变化。如单种 复种 套种 轮作等等。
（3） 土壤有机碳的溶解态
DOC是指能溶解于水中的有机碳，它是陆地水系 统中的重要要物质。一般采用野外土壤溶液样品直接经 TOC仪测定而得到，亦可用热水浸提测定。因植物生长期 以及季节变化而异。
平均每年升高1.5ml/m3
②生物地球化学碳循环中周转速（度IPC最C，慢1995）。
③甲烷和二氧化碳增加而使气候变暖
④在水循环过程中作用决定陆地河流向海洋输出 碳的形式和通量
2﹑对土壤性质的影响
土壤中各种有机化合物影响黏粒矿物组合﹑土壤 聚集状态﹑离子移动﹑土壤持水性﹑通气量和盐基 交换等各种性质
（二）土壤碳的活性
定义：
土壤碳有效性的高低，为微生物分解与 利用的难易程度和可为植物直接利用的营养 元素的多寡。
通常所说的土壤活性有机碳是在一定时空条 件下受植物微生物影响强烈，具有一定溶解性， 且在土壤中移动较快 不稳定易氧化易分解和易矿 化，其形态空间位置对植物和微生物有较高活性 的那部分土壤碳素。
3﹑对土壤氮 硫和磷循环的影响
土壤碳循环是土壤氮﹑硫和磷循环的驱动因子， 只有在适于土壤有机碳积累条件下才会增多。另外， 土壤有机碳的矿化将伴随着有机氮和碳键硫的矿化。
（二） 土壤有机碳储存及分布
1、土壤有机碳储量及分布
碳库名称
代号
碳贮量/Pg
说明
土壤碳库
SCP
3300
1米土层
大气碳库
ACP
740
4、 土壤质地
➢ 粘粒可以固定有机物质的微生物分解产物和催化腐殖质的形成, 因此土壤中粘粒矿物类型和粘粒含量都影响有机物质的分解。
田间试验结果表明,在粘粒含量分别为10.4%,26.5%和41.8%的红壤中,随 着粘粒(<0.002ｍｍ)含量的增加,14Ｃ-稻草分解速率降低,1年后的残留14Ｃ量 分别为18.0%,25.2%和28.1%;2年后的分别为12.0%,19.7%和22.6%。
第三章 土壤中碳、氮、硫、磷 与环境质量
第一节 土壤中的碳与环境质量
主要内容
➢一、土壤有机碳库 ➢二、土壤碳的形态与活性 ➢三、土壤有机碳的分解与转化 ➢四、土壤碳库与甲烷 ➢五、全球气候变化对土壤碳循环的影响
一、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。 植物通过光合作用固定的大气中的碳素,一部分以有机质的 形式贮存于土壤中。
➢ 但是在利用盐酸除去潮土中CaCO3后,土壤质地对 有机物质分解的影响显现出来,随着土壤粘粒含量 的提高,14Ｃ-黄花苜蓿分解1年后的残留碳量增加, 而分解速率降低。
四、土壤碳库与甲烷
（一）温室效应与土壤中的甲烷
自然温室效应的增强：人类活动特别是燃烧化石燃料 和毁坏森林，导致大气中温室气体含量不断增多，从而使 温室效应加剧，引起全球气候变暖，其中以甲烷最为突出。
➢ 降雨影响了土壤水分条件。Amato等发现豆科植物的地上部 的分解速率与降雨量呈显著正相关，而根的相关性不显著； 小麦秆在前10周的分解中其分解速率与降雨量呈显著的正相 关，10周后，正相关性下降。
3、 土壤温度
➢ 土壤微生物的最佳温度是35摄氏度，Ladd等研究澳大利亚南部豆科植
物的分解与英国南部和尼日利亚黑麦草的分解，发现每增加8~9摄氏 度，土壤中植物物质的分解速率提高1倍。
➢ 不同学者选用的数据和取的土层深度不同,对SOCP的估 算值不同,有的估算值为3000～5000Pg,有的估算值为2500Pg 或700～3000Pg、1200～1600Pg;有的对1m土层内的估算值 为1555Pg。但其范围可能是1200～1600Pg,为陆地植物碳库 的2～3倍、全球大气碳库的2倍。
➢ 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。
全球的一些植被带碳密度
Байду номын сангаас
中国一些土壤有机碳估算
二、土壤碳的形态与活性
（一）土壤碳的形态
（1）土壤有机碳的固体形态
以粗有机质和有机质-土壤矿物质结合的细颗粒态两类。不同土壤中有机碳 的存在形态及比例不同。一般以国际制土壤颗粒分类区分土壤微团聚体，并以 重液来区分出与细土土壤紧密结合的重组结合态有机碳和团聚与较粗颗粒的轻 组有机碳。
轻组有机碳认为是土壤中未和矿物结合的游离有机物质，是土壤中易分解 的碳库。
重组有机碳是与矿物结合形成有机无机复合体的有机碳，由于受土壤矿物 的保护，所以是土壤中分解较慢的碳库。
森林生态系统中土壤的平均碳密度为189Pg·ha-1,而草地 和农田的土壤碳密度分别只有116Pg·ha-1和95Pg·ha-1。土地利 用的改变每年对ACP贡献为(1.6±1.0)PgC,1950年以来,SOCP 是大气CO2浓度增加的最大贡献者。
控制气体交换的因素有温度、湿度、Eh和基质的有效性 (冷S下质CO,和分数植C淹解P量物的水快和量2可,质4少是%减量,C土)。O少)。壤2温C短对有O带期C2机排湿内O质放2润增的含,条加但控量件的会制低下主形主,CC要成要OO原C通22排O产因过2放生潜。对量的在微小多来生。;源温物热的带活带泥干动土炭旱的壤(条控占有件制机。
➢ 土壤中的游离碳酸钙影响了土壤团聚体状况 及土壤ｐＨ,通常促进了植物物质的分解。
➢ 含有大量游离CaCO3的潮土,实验室恒温培育试验 结果没有显示出土壤质地对有机物质分解的影响。 这可能是由于潮土中大量CaCO3的存在改变了土 壤的结构,同时掩蔽了部分粘粒表面的吸附位,从而 掩盖了土壤质地的影响。
1.3
21580
16.0
14921
11.0
18283
13.5
11772
8.7
31743
23.5
11330
8.4
2552
1.9
5480
4.1
4878
3.6
3287
2.4
7644
5.7
135215
有机碳贮量
GtC
%
357
22.7
352
22.3
148
9.4
127
8.1
119
7.6
110
7.0
105
6.7
78
➢ 土壤pH影响了微生物的生长,在酸性土壤中微 生物种类受到限制,以真菌为主,从而减慢了有机物 质的分解。在广州的红壤性水稻土和无锡的水稻 土中,8种植物残体中除了水葫芦外分解1年后的残 留碳量并没有明显差异,其残留碳量分别为 (30.4±3.4)%和(30.1±3.9)%.但是两地的年均温相 差6.4,因此红壤性水稻土中较低的pH是导致分解 减慢的原因。
➢ 在封丘、无锡和莆田3地,随着年均温(13.9,15.4,20.2℃)和降雨量 (616,1070,1286ｍｍ)的提高,水田条件下稻草和稻根分解3年后的残留碳 量均降低,在旱地条件下稻草的残留碳量降低,而稻根的残留碳量反而增 加。在分解的前2年中,气候条件对有机物质分解的影响并没有显现出 来,说明土壤条件和有机物质的组成对有机物质分解的影响可以掩盖气 候条件的影响。
土壤中甲烷产生主要取决与：一是厌氧条件，即丰的 水源；二是碳源，即丰富有机质。淹水土壤中甲烷的产生 是一个生物化学过程。主要有两条途径：一是在专性矿质 化学营养产甲烷菌的参与下，以氢气或有机分子作氢供体 还原二氧化碳或直接利用甲酸和一氧化碳形成甲烷。二是 在甲基营养产甲烷菌的参与下，对含甲基化合物（主要是 乙酸）的脱甲基作用。