第六章 土壤碳素轉化與溫室氣體排放.ppt

1、第六章土壤碳素轉化與溫室氣體排放,目錄,一、引言 二、土壤碳的組分與形態(tài) 三、土壤碳素轉化過程 四、土壤溫室氣體排放,一、引言,工業(yè)革命前的1800年大氣二氧化碳的濃度為280ml/m3（IPCC（國際氣候變化委員會），1990），而1959年在美國夏威夷的Mauna Loa長期檢測站發(fā)現大氣二氧化碳的濃度為315ml/m3，此后二氧化碳的濃度持續(xù)增加，平均每年升高1.5ml/m3 （IPCC，1995）2013年達到396.48ml/m3 。大氣二氧化碳的濃度持續(xù)增加導致全球氣候變化，最終可能威脅到人類的生存。,碳循環(huán),全球碳循環(huán),地球表層系統(tǒng)碳庫與碳循環(huán),(1Pg=1015g),土壤及相關

2、圈層碳庫（李學垣，土壤化學）,不同學者認為的土壤碳庫量,土壤碳庫是陸地生態(tài)系統(tǒng)中最大的碳庫。 土壤碳庫包括土壤無機碳庫（SICP）和土壤有機碳庫（SOCP） 有機碳庫（1500Pg）、無機碳庫（1000Pg）, 約是大氣碳和植被碳庫的2.5倍（Schlesinger，1996） 。有機碳庫（1550Pg）、無機碳庫（1750Pg） （李學垣，土壤化學）,土壤碳循環(huán)模式,最簡單的陸地土壤碳循環(huán)模式：植物枯死后凋落于土壤表面，形成凋落物層，然后經腐殖質化作用，形成土壤有機碳，土壤有機碳經微生物分解產生二氧化碳，重新釋放到大氣中。,在干或濕環(huán)境下沉積的各種地上及地下掉落物參與碳循環(huán)的三個途徑 A直接

3、成礦 B根系的腐殖質過腐殖化作用成礦 C厭氧環(huán)境中釋放出CH4，排至大氣，植物呼吸釋放CO2，淋溶其實作用固定在土壤中,土壤碳庫,土壤是陸地生態(tài)系統(tǒng)最大的碳庫，其碳儲量相當于大氣碳庫和植物碳庫的2-3倍。,有機碳庫 土壤碳庫的增加或減少取決于土壤有機碳 的輸入和輸出速率。,無機碳庫,土壤有機庫分解釋放CO2進入土壤溶液轉化為無機碳。,土壤無機碳庫通過影響土壤團聚體的狀況，微生物活性，土壤ph，有機質的分解速率，并進一步影響土壤有機碳庫。,土壤碳的儲存與輸出,儲存： A.植物及其根系的凋落，通過同化作用使碳儲存在土壤有機碳中； B.土壤吸收大氣中的CO2，主要有兩種形式： 1、土壤地球化學系統(tǒng)對

4、CO2的吸收： 高pH值、富鈣化地球化學環(huán)境下，SOCCO2HCO3-； 干旱、半干旱地區(qū)堿性、富鈣化地球化學環(huán)境下，SOCCO2HCO3CaCO3； 2、土壤有機碳積累，即土壤碳飽和容量的實現。,輸出： A.有機物和土壤微生物在短時間通過分解作用釋放CO2. B.腐殖質經過10到100年時間分解作用釋放CO2 C.土壤中的木炭經過上千年的時間被侵蝕溶解，釋放出CO2 D.通過土壤呼吸作用釋放到大氣 E.通過土壤水系統(tǒng)的移動，以DOC(Dissolved Organic Carbon)和HCO3形式自海洋沉積系統(tǒng)遷移，在干旱，半干旱條件下沉淀為土壤無機碳酸鹽； F.植物根系生長過程中吸收土壤中

5、的碳。,土壤對全球碳平衡的影響,土壤有機質是全球碳平衡過程中非常重要的碳庫。 全球土壤有機質的總碳量在1415 1017g，大約是陸地生物總碳量（5.6 1017 g）的2.53倍。每年因土壤有機物質生物分解釋放到大氣的總碳量為68 1015g，全球每年因焚燒燃料釋放到大氣的碳僅為6 1015g，是土壤呼吸作用釋放碳量的89%。,近150年大氣CO2濃度增加幅度達到35%，其中土壤有機碳庫是大氣CO2濃度增加的最大貢獻者。 如果土壤停止向大氣提供碳，大氣中的CO2將在15年內全部耗盡。,土壤有機質的損失對地球自然環(huán)境具有重大影響。從全球來看，土壤有機C水平的不斷下降，對全球氣候變化的影響不亞于

6、人類活動向大氣排放的影響。,土壤碳貯量多，釋放在大氣中的就少。土壤碳庫有機質輸入的減少，破壞了土壤有機質的物理保護，增強了腐殖質的礦化作用，使土壤呼吸增加，土壤C庫儲量降低，以CO2形式釋放到大氣中。,例如，在北極地區(qū)，由于常年低溫寒冷，土壤有機質分解緩慢，使北極土壤成為巨大的碳庫；同樣，由于低溫，從這個巨大碳庫中釋放到大氣中的CO2量相對較少，使北極地區(qū)成為穩(wěn)定大氣CO2濃度急劇變化的重要因素之一.,自70年代開始，北極地區(qū)的氣溫顯著上升，土壤呼吸速率增加。通過計算發(fā)現，北極土壤每年將向大氣釋放的CO2為6.8109t，這導致大氣CO2濃度發(fā)生4.56.2的變化。,溫室氣體是導致全球變暖的重

7、要因素。而溫室氣體一半來自土壤。據土壤最新報道：第十六屆國際土壤學會將土壤全球化問題作為當前環(huán)境問題的研究重點，把土壤作為溫室氣體源的主要方面進行研究，是土壤全球變化研究的新趨向。,二、 土壤碳的形態(tài)與組分,（一）土壤有機質中的碳,C元素 碳不是營養(yǎng)元素，但是有機體的重要組成成分，與生命活動密切相關。 碳素是生態(tài)系統(tǒng)的生物圈、有機體中能量傳遞的運載體。在陸地圈（包括土壤）、生物圈、水圈和大氣圈中有豐富的碳儲量，它們共同構成了地球上的碳循環(huán)。,土壤有機質的碳,有機質：土壤中所含碳的有機物質 土壤有機質基本組成元素是C、H、O、N，其中碳占52%-58% 土壤C總量約占全球總碳量（除去地質圈中的不

8、活潑C）的6.9% 土壤碳貯量和碳通量對全球碳循環(huán)和碳平衡及全球變化有重大影響。,3.碳循環(huán),C是所有有集體內最普遍的元素，土壤里動物群和植物群所獲得的大部分能量來自碳的氧化。因此，C的氧化物在不停地、大量地演化著。C在土壤之中及其外進行的各種各樣、相互的變化稱為碳循環(huán)。,碳循環(huán)主要是通過CO2來進行。 生物（包括其他人和動物）吸入氧，使食物中攝取的碳進一步氧化，變成co2呼出。維持生命所需要的能量就是以這種方式進行。燃燒、木材腐爛以及土壤和其他有機物的分解，都與此相同。,（二）土壤碳的組分與形態(tài),1.土壤有機碳 （1）碳水化合物 單糖 纖維素 半纖維素 （2）木質素 （3）含氮化合物 （4）

9、樹脂、油脂、蠟質、單寧等疏水性有機物,（2）有機碳的形態(tài) 新鮮的有機物 半分解的有機物 腐殖質,（二）土壤碳的組分與形態(tài),2.土壤無機碳 （1）土壤無機碳的組分 主要為CO2、HCO-3、CO2-3、碳酸鹽 （2）土壤無機碳存在的形態(tài) 氣態(tài)無機碳 液態(tài)無機碳、固態(tài)無機碳,三、土壤碳素轉化過程,三、土壤碳素轉化過程,1.土壤有機碳的轉化過程 （1）有機碳的好氧分解 碳水化合物 含氮化合物 脂類、木質素 土壤腐殖質,簡單有機化合物的分解和轉化 Mineralization（礦質化)：指復雜的有機質在微生物的作用下，轉化為簡單的無機物的過程。 土壤有機質因礦質化作用每年損失的量占土壤有機質總量的百分

10、數稱有機質的礦化率(mineralization percent)。 礦化率一般在1%3%。,土壤中簡單有機化合物分解的難易順序 單糖、淀粉和簡單蛋白質 粗蛋白質 半纖維素 纖維素 脂肪、蠟質等 木質素,容易 難,好氧條件下的分解 微生物活動旺盛，分解作用快，分解最終產物位CO2和H2O，釋放出礦質鹽類（NH4+、NO3-、HPO42-、H2PO4-、SO42-等）。 嫌氧條件下的分解 好氧微生物活動受到限制，分解作用慢又不徹底，土壤中積累有機酸、乙醇等中間產物；極厭氧條件下會產生CH4、H2等還原性氣體。,含氮化合物 Protein Amino acid NH4 NO3- N素 N素生物固定

11、與有效化過程與有機物C/N比密切相關。 C/N25時，產生N素生物固定 C/N25時，產生N素有效化。,簡單碳水化合物 Carbohydrate Organic acid CO2H2O 在低溫、嫌氣條件下,有機酸變?yōu)镃O2和H2O的過程受到阻礙,產生有機酸的累積,從而造成植物根系萎縮、腐爛。,脂肪、樹脂、蠟質、單寧等 這類有機物的礦質化過程與碳水化合物基本相同，不同之點是在嫌氣條件下產生多酚化合物，這是形成腐殖質的基本材料。 木質素 木質素是芳香性聚合物，含碳量高，在土壤中真菌和放線菌作用下緩慢的轉化，最終產物是CO2和H2O，但往往只有50%可形成最終產物，其余僅為降解產物，作為形成腐殖質的

12、原始材料。,CO2的釋放速率通常是衡量土壤有機質分解率和微生物活性的重要指標。,植物殘體的分解和轉化 植物殘體主要包括植物根、莖、葉的死亡組織。其中各類有機化合物的含量范圍是： 可溶性有機化合物 纖維素 半纖維素 蛋白質 木質素 （糖分、氨基酸等） 510% 1560% 1030% 215% 530% 植物殘體碳分為兩個組分： 易分解組分；難分解組分,植物殘體在土壤中的分解和轉化過程： 第一階段：可溶性有機化合物以及部分類似有機物進入土壤后的頭幾個月很快礦化 。 第二階段：殘留在土壤中的木質素、蠟質以及第一階段未被礦化的植物殘體碳相對緩慢分解。 有機殘體進入土壤經1年降解后，有機質的2/3以C

13、O2的形式釋放而損失，殘留在土壤中的不足1/3。 土壤微生物生物量 38% 多糖、多糖醛酸苷、有機酸等非腐殖物質 38% 腐殖物質 1030%,土壤腐殖物質的分解和轉化 第一階段：腐殖質經過物理化學作用和生物降解，使其芳香結構核心與其復合的簡單有機物分離，或是整個復合體解體。 第二階段：釋放的簡單有機物質被分解（礦化）和轉化，酚類聚合物被氧化。 第三階段：脂肪酸(fatty acid)被分解，被釋放的芳香族化合物（如酚類）參與新腐殖質的形成。,腐殖物質在土壤中很穩(wěn)定，抗微生物分解能力很強，主要與其本身的化學結構及其與金屬離子和粘土礦物之間的相互作用、團聚體內部的夾雜有關。 它是一類以芳香化合物

14、或其聚合物為核心，符合了其他類型有機物質的有機復合體。 它與土壤中粘土礦物緊密結合，以有機無機復合體方式存在。 能存在與蒙脫石、蛭石等膨脹型礦物的層間，不與微生物接觸。 土壤腐殖質的年周轉量為1.1%。,圖4-1 有機質的分解與合成示意圖,影響土壤有機質（SOM）分解和轉化的因素,SOM 周轉：有機物質進入土壤后由其一系列轉化和礦化過程所構成的物質流通。 Humification 腐殖化過程： 簡單復雜 Mineralization 礦質化過程： 復雜簡單 周轉時間：當土壤有機質水平處于穩(wěn)定狀態(tài)時，土壤中有機質流通量達到土壤有機質含量所需要的時間。 SOM平衡：進入土壤中的有機質等于從土壤中損

15、失的有機質的狀態(tài)。,（1）溫度 影響植物生長和微生物的分解。 0以下， SOM分解速率很??； 035 范圍內，每升高10 ，SOM最大分解速率提高23倍； 2535 下，微生物活動最旺盛，利于SOM礦化分解。,（2）土壤水分和通氣狀況 好氣：水少氣多,氧氣充足，微生物活動旺盛,SOM礦化分解,釋放養(yǎng)分 嫌氣：水多氣少,氧氣不足，微生物活動受抑制,氧化分解很慢;SOM腐殖化合成腐殖質 微生物活動最適濕度 田間持水量的60-80%。 wetting and drying cycle (干濕交替) 一方面增加土壤呼吸作用，破壞土壤結構體，利于SOM的礦質化分解； 另一方面干燥時引起微生物死亡，又不利

16、于SOM分解。,（3）植物殘體的特性 物理狀態(tài): 多汁、幼嫩綠肥易于分解，磨細粉碎易于分解。 有機物質C/N：大，不易分解；小，易于分解 一般耕作土壤表層有機質的C/N比在8:1到10:1之間，平均在10:1到12:1之間。 硫、磷等元素缺乏也會抑制土壤有機質分解 Priming effect (激發(fā)效應) ：土壤中加入新鮮有機物質會促進土壤原有有機質的降解。 激發(fā)效應可以是正、也可以是負。,（4）土壤特性 pH: 中性條件下利于SOM分解 不同微生物要求不同pH范圍，如多數細菌要6.57.5；放線菌中性到為堿性，真菌酸性到中性條件。 質地 : 質地愈粘重，由于粘粒的吸附可減弱土壤酶、土壤微生

17、物的活性，有機質不易分解，腐殖化系數愈高，愈難分解化合成腐殖質。 （5）其它因素 如鹽分過高會影響；某些重金屬的毒害作用都會限制有機質轉化。,（2）土壤有機碳分解的環(huán)境效應 土壤有機碳較小的變幅能導致大氣CO2和CH4濃度較大的變動 據估測，如果全球范圍內有機質下降1%、2%和3%，那么將導致大氣CO2濃度增加5、12.5和20mg/kg。形成陸地圈與大氣圈的惡性循環(huán)（IPCC,2007）; 土壤有機碳分解過多，土壤對有效水分及污染物的吸附量減少，導致污染物向下運移，地下水污染，同時對周圍營養(yǎng)物質固持能力降低，水體富營養(yǎng)化（Gudson,1994）; 土壤退化,2、土壤有機碳庫,土壤有機碳庫(

18、SOCP)是指全球土壤中有機碳的總量。植物通過光合作用固定的大氣中碳素,一部分以有機質形式貯存于土壤。 不同學者選用的數據和取的土層深度不同,對SOCP的估算值不同,有的估算值為30005000Pg,有的估算值為2500Pg或7003000Pg、12001600Pg;有的對1m土層內的估算值為1555Pg。但SOCP的范圍可能是12001600Pg,為陸地植物碳庫的23倍、全球大氣碳庫的2倍。 陸地生態(tài)系統(tǒng)中的土壤碳庫,以森林土壤中的碳為最多,占全球土壤有機碳的73%;其次是草原土壤的碳,占全球土壤有機碳的20%左右。粗略地估計我國的SOCP為185.7Pg碳,約占全球土壤總碳量的12.5%。

19、,土壤有機碳的分布,土壤有機碳在不同生態(tài)系統(tǒng)中和不同土壤類型中的分布是不同的，它取決于不同類型植被和土壤所占的面積和單位面積的土壤碳密度 在計算土壤有機碳貯量時，最難準確定量的是不同類型的植被和土壤類型的面積。植被類型的劃分是以植物本身及其相關的環(huán)境條件為依據，而植被類型隨時間和空間而變化，因此不同生態(tài)系統(tǒng)或亞系統(tǒng)之間不存在明顯的界限，過度是漸變的.,不同生態(tài)系統(tǒng)土壤中的有機碳貯量,從植被類型上分，沙漠和熱帶疏林及稀樹草原的面積比例較高，但土壤碳貯量的比例較小，而濕地與此相反。,由于土壤類型和植被類型之間并非一一對應，所以有關土壤有機碳在不同生態(tài)系統(tǒng)土壤中和不同類型土壤中貯量的報道之間難以比較

20、。有機土的面積比例最低，但土壤有機碳貯量比例最高，而干旱土與之相反。,全球土壤中有機碳貯量,土壤有機碳密度,土壤有機碳密度是指單位面積（1m2或1hm2）中一定厚度的土層中有機碳數量。一般情況下，指的是上部1米的土層，因此，有機碳密度的單位常用kg C/m2或kg C/hm2表示 土壤的有機碳量是以植物殘體形式進入土壤中有機物質的量與通過異氧呼吸為主要途徑的有機物質損失量之間平衡的結果。 在一定地區(qū)，植物生物量和殘落物量在很大程度上受植被類型及其生產力的制約，土壤有機碳密度或濃度大小與氣候條件如溫度和水分密切相關，而在全球尺度上的土壤碳密度分布也應與各地區(qū)的氣候特征密切關聯(lián)。,土壤有機碳密度的

21、計算方法,土壤有機碳密度是由土壤有機碳含量（以重量為基礎）、土壤容積和土體中2mm石礫的體積分數共同確定的。因此對于土壤有機碳含量為C（%），厚度為T（cm）、土壤容積為（g/cm3）、 2mm石礫含量為（體積%）的某土層，其有機碳密度SOC（kg C/m2）的計算公式如下： SOC=T* * C*（1- % ）/10 如果某土層的厚度（剖面厚度）為d（ cm），是有n層組成的，那么該土體的深度d的有機碳密度 SOCd= Tn* n* Cn*（1- n% ）/10,全球的一些植被帶碳密度,中國一些土壤有機碳估算,缺點,上述估算方法在較大的空間尺度上較好的表征了土壤有機碳密度，但在相對較小的空間

22、尺度上有明顯的不足：如熱帶森林考慮的類型及數據量較少；無法考慮到土壤的性質，人類活動的影響等。 在土壤有機碳密度的空間分布規(guī)律方面，傳統(tǒng)的觀念是熱帶土壤的有機碳濃度比溫帶土壤低，但也有研究表明熱帶土壤的有機碳含量至少與其對應的溫帶土壤相當或更高。,2.土壤無機碳的轉化,（1）土壤CO2形成與運動 來源：有機碳分解、根系呼吸作用 運動：與空氣CO2進行對流和擴散作用，與水溶液存在化學平衡。,土壤碳酸鹽的形成與遷移 來源：發(fā)生性碳酸鹽、巖生性碳酸鹽 遷移：SOC-CO2-SIC微碳循環(huán)系統(tǒng) 土壤碳酸鈣的富集機制： 向下移動模式 向上移動模式 殘積模式 生物富集模式,影響土壤碳酸鈣形成的因素 降水對

23、土壤碳酸鈣的淀積具有決定性影響 生物通過蒸散作用影響水中可溶性碳酸鹽的遷移方向和速率，生物呼吸作用直接導致次生碳酸鹽的形成。,土壤無機碳轉化的環(huán)境效應 土壤無機碳的源匯效應： 土壤有機碳礦化作用產生大氣CO2源效應; 濕潤氣候條件下以SOC和HCO-形式注入海洋，干旱條件下形成無機碳酸鹽 碳酸鹽影響土壤堿性 碳酸鹽影響土壤PH緩沖性 碳酸鈣影響土壤養(yǎng)分的有效性 碳酸鈣影響土壤重金屬元素毒性 碳酸鹽對生物的影響,3.土壤有機碳和無機碳關系,四、土壤溫室氣體排放,（一）土壤溫室氣體種類及影響因素,1、碳循環(huán)與大氣CO2濃度 痕量氣體占大氣中空氣的0.04%(體積分數),其中99%以上為CO2。陸地

24、生態(tài)系統(tǒng)和海洋與大氣的CO2交換量各占整個CO2循環(huán)總量的50%。 土壤每年向大氣釋放的CO2為5076PgC,占陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣間碳交換總量的2/3,約為大氣碳庫的1/10,比陸地生態(tài)系統(tǒng)初級生產凈吸收的碳量大30%60%,也遠遠超過化石燃料燃燒每年向大氣排放的5PgC。 如果沒有土壤呼吸(包括土壤生物呼吸和植物根系及菌根的呼吸)產生CO2補充大氣,大氣中的CO215年將被耗盡。,(二)土壤溫室氣體產生機制與排放規(guī)律 1. 溫室氣體日變化和年變化規(guī)律,引起CO2濃度升高的主要原因是土地利用的改變和燃燒化石燃料。 控制氣體交換的因素有溫度、濕度、Eh和基質的有效性(C數量和質量)。,2、土壤

25、CH4產生與排放機制 陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣的氣體交換除CO2外,還有CH4、N2O、NO、CO、H2S和S等痕量氣體的交換。 CH4的代謝比CO2復雜,土壤中既產生CH4,又消耗CH4。 一般認為稻田和天然濕地是CH4 的主要排放源。在厭氧條件下，土壤微生物，如纖維分解菌、果膠分解菌和甲烷產生菌等協(xié)同作用，將土壤有機碳逐步降解為單糖，單糖再分解成酸，進而形成甲烷?；具^程如下：,在好氣條件下，CH4 又會被甲烷氧化菌所氧化，從而使土壤成為CH4 的匯。觀測表明，稻田CH4 排放量只占CH4 產生量的很少一部分，大部分(約82%84%)在輸送到大氣前又被土壤微生物氧化。反應路徑如下：,3.土壤N2

26、O 的產生與排放機制,土壤N2O 的產生要經歷一個復雜的物理、化學和生物學過程，主要是在微生物的參與下，通過硝化和反硝化作用完成的。在透氣條件下，氨或銨鹽通過微生物，如硝化微生物、亞硝化微生物等的作用，被氧化成硝酸鹽和亞硝酸鹽，這一過程稱為硝化作用。硝化作用是好氧過程，廣泛存在于土壤、水體和沉積物中。其反應過程如下：,反硝化作用是在嫌氣條件下，多種微生物將硝態(tài)氮還原成氮氣（N2）和氧化氮（N2O、NO）的生化反應過程，結果造成土壤中氮元素以N2、N2O 和NO 的形態(tài)向大氣逸失。其變化過程為：,（三）影響土壤溫室氣體產生與排放的因素,1.土壤微生物 土壤微生物量是指土壤中除植物根茬等殘體且體積

27、大于5103 m3的土壤動物以外的具有生命活動的有機物質的量，是表征不同生態(tài)系統(tǒng)土壤肥力的重要生物學指標，對土壤呼吸有相當大的影響。研究表明，土壤中微生物呼吸約占土壤總呼吸的50%左右。,土壤CH4排放的凈含量大部分是甲烷產生菌和甲烷氧化菌相互作用的結果，研究表明，80%以上的CH4是通過微生物的活動產生的。,土壤濕度,土壤溫度 土壤溫度升高可以加速土壤中有機質分解和微生物活性，從而增加土壤中溫室氣體的排放，溫度對溫室氣體釋放量的影響是通過多種途徑起作用的。在一定范圍內，土壤呼吸與土壤溫度之間具有明顯的正相關。溫度較低時候，根系和土壤微生物的代謝活動主要受溫度變化控制；溫度較高時，溫度將不再是

28、限制因子。,土壤有機質 土壤活性有機碳是微生物生長的速效基質，其含量高低直接影響土壤微生物的活性，從而影響溫室氣體的排放 CO2 通量與有機碳含量、C/N 值呈正相關性 在三江平原沼澤濕地土壤中含有較高濃度的CO2 和CH4，且在1035 cm 土層濃度最高，與土壤有機碳、可溶性有機碳及氮素含量分布特征一致。 產甲烷菌需要速效碳源來激活，土壤活性有機碳的含量與CH4 產生量顯著相關，活性有機碳含量高的土壤，淹水可以增加CH4生成量。,土壤pH 值 土壤微生物活性的最適pH值一般為68，超出這個范圍時，微生物活性會顯著降低，從而使得溫室氣體的排放大幅度減少。 大多數甲烷產生菌的活性以中性或稍堿性

29、的環(huán)境最佳，而且對pH的變化非常敏感。酸性土壤中甲烷的產生量低于中性土壤4倍，在溫帶和亞北極的酸性泥炭土壤(pH3.56.3)中，甲烷產生菌的最佳pH是5.57.0，甲烷氧化菌的最佳pH是5.06.0，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值是通過酸化累積過程導致土壤碳、氮以及其他養(yǎng)分元素含量的差異而造成CO2和CH4的排放差異，因此pH值并不是造成土壤溫室氣體排放差異的直接原因。,農田耕作 發(fā)現農耕深度和頻度對溫室氣體的排放有明顯的正相關性，大大促進CO2的排放。 森林開墾成農田后，顯著降低了土壤對CH4的吸收能力。 旋耕和翻耕兩種不同耕作制度對南方稻田CH4排放的影

30、響。CH4排放在水稻耕作前期出現極大值，并呈逐漸減少趨勢，在無稻全年休閑樣地CH4排放通量最低。大要比耕地高得多。,氧化還原電位 研究表明，只有當土壤Eh低于-100-150 mV時才會有CH4產生;,其他因素 影響土壤溫室氣體排放的其他因素還包括土壤質地、土壤孔隙度、植被覆蓋 (為氣體排放提供通道，為微生物提供分解基質)和基質質量、氣溫和降水、土地利用和擾動方式等。,（二）土壤溫室氣體大氣通量的測量方法,1.箱法 箱法是目前最常用的方法，用來測量土壤和大氣間微量氣體交換通量，工作原理簡單，用特制箱子罩在一定面積的下墊面上方，隔絕箱內外氣體的交換，隨時間的變化測定箱內溫室氣體，根據計算得出氣體

31、交換通量。主要分為3種類型：密閉式靜態(tài)箱、密閉式動態(tài)箱和開放式動態(tài)箱。,密閉式靜態(tài)箱又包括堿液吸收法和氣相色譜法2種，堿液吸收法是用溶液吸收CO2，形成碳酸根，主要是NaOH或KOH溶液，吸收結束后進行滴定，計算出土壤在這一段時間內的CO2排放量。采樣箱分為透明箱和暗箱2種。 密閉式動態(tài)箱只是增加了氣體的循環(huán)過程，具體測量原理與靜態(tài)箱原理相似。而開放式動態(tài)箱氣體并不再回流，并且是通過計算箱入口和出口處氣體濃度差異來確定氣體的排放通量。箱內氣體排放、吸收速率用通量的計算方法，即單位時間單位面積觀測箱內該氣體質量的變化，正值表示氣體排放到大氣，負值表示氣體的吸收，用公式表示為： 式中，F為氣體通量

32、(mgm-2h-1)，V為觀測箱的容積(L)，V為觀測時包圍的土壤面積(m2)，H為采樣箱露出沉積物大氣界面的高度(m)，v/c為采樣箱內氣體濃度隨時間的變化率(mgL-1h-1)。,2微氣象學法 微氣象學法包括空氣動力學方法、渦度相關法、波文比能量平衡法等。 （1）空氣動力學方法。該方法認為，近地面層溫度、水汽壓和風速等各種物理屬性的垂直梯度，受大氣傳導性的制約，根據溫度、濕度和風速的梯度及廓線方程，用不同的積分公式求解出農田上的蒸發(fā)潛熱和顯熱通量。 （2）渦度相關法。用特制的渦動通量儀直接測算下墊面顯熱和潛熱的湍流脈動值，而求得植被騰發(fā)量的方法。其計算式為： 式中：E為瞬時蒸發(fā)值；是空氣密

33、度；是垂直風速；q是濕度的瞬時脈動值。在計算時取它們乘積的半小時或長時間的平均值。,(3)波文比能量平衡法。以下墊面的水熱交換為基礎，在假定熱量交換系數和水汽的湍流交換系數相等的情況下，根據相似理論引入波文比顯熱通量與潛熱通量之比，并將微分化為差分后代入濕度常數系數，簡化下墊面的能量平衡方程而求得植被騰發(fā)量的方法。,3土壤濃度廓線法 該法是指假設土壤濃度均一，就可以通過測定土壤剖面不同深度的氣體濃度來計算土壤與大氣間的氣體交換通量。土壤剖面溫室氣體濃度的測量方法主要有2類：土壤氣體采樣管和多層采樣探頭，但是無論哪一種，都必須先破壞土壤基質再進行管路或探頭的埋設。,4同位素法 該法是指含有較輕原

34、子(如12C)的化學鍵活化能較低，產物中C濃度會由于化學或生物酶反應增加，而反應基質中則是12C濃度增加，從而可以鑒定土壤中排放出來的CH4的量。由于在沉積物中氧化生成CH4，因此碳同位素比例上有很大不同，因此可通過實驗測定土壤產生的CO2和CH4中的元素同位素組成。根據同樣原理，也可用同位素15N鑒定N20。但N20含量較低，很難獲得準確的分析結果。,5.方法比較,密閉靜態(tài)箱操作簡單，目前應用比較廣泛。但對觀測有擾動，并且多種因素都會對氣體交換通量的測量產生影響。 而所有微氣象法對觀測下墊面都有極為嚴格的要求。從測量原理分析，土壤濃度廓線法可以獲得真實的氣體交換通量，但測量土壤剖面CO2濃度

35、時，都必須先破壞土壤基質，采樣過程中也同樣會存在壓差問題。 而同位素法價格昂貴，難以廣泛采用。 綜上所述，現有的測量方法沒有哪一種是完美的。具體的方法比較見表1。具體的方法選擇要根據實際情況決定。,6.溫室氣體通量測量方法應用與發(fā)展方向,(1)與遙感技術結合 近年來，新興的遙感技術被逐漸應用在通量研究中，尤以Rs和GIS技術應用廣泛。早在20世紀90年代初，加拿大學者研究森林生態(tài)系統(tǒng)的碳庫及其動態(tài)變化所用的就是GIS方法，取得了良好的效果，同時建立了氣候變化和碳通量之間的關系模型。由于RS的連續(xù)動態(tài)監(jiān)測能力和GIS的空間數據分析能力，使它們越來越多地被應用在通量研究中。,(2)與高精度儀器結合

36、 測量儀器的精密、準確程度決定了氣體通量測量的準確性。近年來新興的技術有可調諧二極管激光吸收光譜技術和美國LICOR公司的LI-8150系統(tǒng)，其中前者為快速測定溫室氣體濃度提供了新的手段，可實現多種土壤溫室氣體同步觀測，而后者則可實現多點測定。 因此，高精度儀器的研發(fā)及其各項功能的拓展有助于獲得更精確的碳通量研究結果，并進一步推動氣體通量及其相關研究的進程。,城市土壤碳循環(huán)與碳固持研究,世界上超過50%的人口生活在城市，預計2050 年城市人口將接近全球人口的70%，且新增城市人口主要在發(fā)展中國家，盡管城市用地面積不到陸地總面積的3%，未來城市用地的擴張速度遠高于城市人口增長。,一、城市土壤定

37、義及特征,1.城市土壤 城市土壤是指出現在城市和城郊地區(qū)，直接或間接受到人為影響，原有繼承特性得到強度改變的土壤的總稱，是一類具有高度時空異質性的人為土壤。,2.城市土壤碳庫,城市土壤中含量比農業(yè)土壤和一些自然土壤中的有機碳含有機碳量高，是城市生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)中重要的碳庫之一。 美國城市土壤有機碳密度約為（7.70.2) kg/m2，城市草坪土壤有機碳含量甚至比美國部分森林的土壤高。Churkina估算美國包括城市及郊區(qū)在內的人類住區(qū)中土壤有機碳密度約為23-42 kg /m2，高于典型熱帶雨林，其總的碳貯存量約占全美國陸地碳儲量的10%。,城市土壤有機碳的分布與距離城市中心的距離具有相關性； 城市建成區(qū)內不同功能區(qū)間的土壤碳庫特征表現出了較大的空間異質性，不同研究者報道的差異很大； 城市土壤有機碳在垂直方向上分布不同于自然土壤的平緩遞減規(guī)律，表現出非一致性降低的現象，深層往往含較多有機碳,在時間差異上，土壤碳貯存量隨土壤形成時間增加而增長； 城市化不僅改變土壤碳庫的規(guī)模，而且改變了土壤有機質組成及土壤微生物碳的特性,3.城市土壤碳通量 城市土壤一般比農業(yè)土壤和自然土壤具有更高的碳通量,4.城市土壤碳固持 土壤碳固持是指采取土壤修復或推薦管理措施( RMPs