华南亚热带山地土壤有机质更新特征定量研究

来源：九壹网

第22卷第2期　　地　理　科　学　　　　　　　　　　　Vol.22　No.2

2002年4月SCIENTIAGEOGRAPHICASINICAApr.,2002文章编号:1000-0690(2002)02-0196-06　　

陈庆强1,2,孙彦敏1,沈承德1,彭少麟3,易惟熙1,姜漫涛1,李志安3

(1.中国科学院广州地球化学研究所,广东广州5100;2.华东师范大学河口海岸国家重点实验室,

上海200062;3.中国科学院华南植物研究所,广东广州510650)

摘要:选择鼎湖山自然保护区森林植被带(SL)、灌丛—草甸过渡带土壤剖面(GC)进行薄层取样,根据土壤有机质14C放射性水平,运用模型计算土壤有机质更新速率(m)。结果表明上部0～10cm土层有机质更新速率(m)最高;向下,m锐减;剖面下部m值极低,这说明土壤有机质由不同更新周期(T)组分构成。表层快循环组分占绝对优势,向下,慢循环组分为主,剖面下部为稳定组分。根据m、有机碳含量、土壤容重、土层厚度计算有机质更新

CO2产量,表层0～10cm层段CO2产量约为整个剖面的98%。SL剖面m值及有机质更新CO2产量均明显大于GC剖面相应值。分析表明在同一气候带植被是制约土壤有机质更新及CO2产量的第一要素,这为通过绿化加

强土壤碳汇功能提供重要依据。

关　键　词:土壤碳循环;有机质更新速率;陆地生态系统;鼎湖山中图分类号:S153.6+22　　文献标识码:A

　　陆地生态系统是人类赖以生存与发展的生命支撑系统,研究全球变化对陆地生态系统的影响及其反馈,预测陆地生态系统的未来变化,已成为当今全球变化研究中迫切需要解决的问题。土壤是陆地生态系统的核心,是连接大气圈、水圈、生物圈、岩石圈的纽带,对土壤剖面碳循环机制的研究,是深入理解陆地生态系统对全球变化反应机理的重要基础。土壤有机质动态是土壤剖面有机质循环研究的主要内容,迄今,对于区域陆地生态系统作为CO2源/汇功能的研究尚存在很大不确定性[1,2],一个主要原因是尚缺乏对土壤剖面有机质动态的深入理解。

土壤有机质分解导致CO2排放是了解土壤剖面有机质动态的一个“窗口”,目前,这是一个亟待开拓的研究领域。通过土壤表面原位测量可以获得土壤CO2排放通量,但无法了解土壤剖面内部有机质更新特征。因此,建立有效的土壤有机质更新CO2产量确定方法就显得尤为迫切。目前,根据土壤有机质14C放射性水平,利用模型可以确定土壤剖面受核试验成因14C(弹14C)影响层段

(Δ14C>0)有机质的更新速率[3,4]。然而,在确定

土壤有机质更新速率基础上,根据有机质更新CO2释放量研究剖面有机质动态尚未见报道。

本文根据鼎湖山自然保护区两种植被带土壤剖面有机质14C放射性水平,计算有机质更新速率,综合有机碳含量、土壤容重,计算土壤剖面有机质更新CO2产量;研究有机质更新速率与有机质更新CO2产量的剖面变化特点,并初步探讨其控制机

制,为深入研究土壤剖面有机质动态提供定量依据。

1　研究方法

1.1　剖面选择与取样

1998年7月在鼎湖山自然保护区(23°09′～23°11′N,112°30′～112°33′E)森林植被带以及灌丛—草

甸过渡带各挖掘一土壤剖面,进行薄层取样,每个样品重1.5～2kg。选取自然土壤剖面,可以减少人为因素干扰,获得土壤剖面有机质分布与更新的自然规律;考虑不同植被带,以研究地表植被初级生产力对土壤剖面有机质更新CO2产量的影

收稿日期:2001-01-15;修订日期:2001-05-26基金项目:国家自然科学基金重大项目(39728102)、中国博士后科学基金、广东省自然科学基金博士启动项目(984105)资助。

作者简介:陈庆强(1969-),男,博士,副研究员,主要从事海洋沉积学与生物地球化学教学与研究,现在华东师范大学河口海岸动力沉积与动力地貌综合国家重点实验室工作。E2mail:Qingqchen@163.net.

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响。森林植被带剖面(SL)位于海拔662m山坡,坡向为NE42.5°,坡度30°,地表植被以黄杞、蜜花树、短序楠为主,剖面厚1.1m,共取得25个样品;灌丛—草甸过渡带剖面(GC)位于海拔905m山坡,坡向NE75°,坡度16°,地表植被以灌木为主,可见少量草本植物,灌木以荷木为主,剖面厚0.6m,共取得18个样品。两剖面的宏观特征与取样情况(表1)。1.2　研究方法

1.2.1　土壤有机质14C放射性水平

在2000mL大烧杯中用蒸馏水浸泡土样,充分搅拌,用2mm孔径网筛过滤,去除植屑、植根及粗

砂粒;之后,用10%盐酸浸泡24小时,去除样品中的碳酸盐,用蒸馏水洗涤样品,直至呈弱酸—中性,烘干样品。将预处理过的样品研碎,置于石英

)灼烧样品,得到管,在通O2状态下,高温(800℃

表1　鼎湖山土壤剖面宏观特征及取样设计

Table1　MacroscopiccharacteristicsandsamplingdesignationformountainoussoilprofilesatDinghushanMt.

剖面深度(cm)

0～3030～3535～6060～1100～4

　　　宏　　　观　　　特　　　征灰棕色腐殖质层,质地疏松,富含植物根灰黄色过渡层

黄褐色土层,具团粒结构

黄褐色,砂含量明显较上层高,向下过渡为风化壳浅灰色腐殖质层,含植物碎屑、草根黄色土层,砂含量较高

黄色土层,含砂量明显增加,向下过渡为半风化层

取样层段(cm)

0～4040～6060～9090～1100～3030～4040～60

取样间距(cm)

22010202520

样品数目(个)

201311521

GC4～4040～60

的CO2经过干冰—液氮冷阱纯化后,通入锂反应器,在真空650℃下合成Li2C2。水解Li2C2,得到C2H2,将C2H2合成苯,放置34天,之后用自瑞典引

进的1200Quantulus超低本底液体闪烁谱仪测量样品14C放射性比度。本项分析在中国科学院广州地球化学研究所14C实验室完成。1.2.2　土壤有机碳含量

采用重铬酸钾—硫酸氧化滴定法,即在加热条件下用一定量的重铬酸钾—硫酸溶液氧化土壤中的有机物,多余的重铬酸钾用标准硫酸亚铁(铵)滴定,利用消耗的重铬酸钾计算有机碳含量。本项分析在中国科学院华南植物研究所土壤化学实验室完成。

1.2.3　土壤有机质更新速率确定

水平受到大气14C的加入与有机质自身分解造成

的14C损失两个过程的共同影响,利用有关模型可以数值模拟土壤有机质14C放射性水平变化的动态过程,根据样品14C测量结果反演取得未受核爆影响时样品的14C放射性水平,同时,得到土壤有机质更新速率。本文利用Cherkinsky提出的模型[3],该模型的数学表达式为:

AS(1955)m(1)=

AABSm+λ

)AS(t-1)AS(t)=AS(t-1)-(m+λ

+mA0(t)

(2)

其中,AS(1955):大气核试验之前,1955年土壤有机

质14C放射性水平;

AS(t):t年土壤有机质C放射性水平,t的取值范围:1956～取样年份;

AS(t-1):(t-1)年土壤有机质C放射性水平;

A0(t):t年大气C放射性水平;

在液体闪烁谱仪测量结果中,土壤剖面上部几个样品的Δ14C值往往大于0(表2),说明土壤有机质14C放射性水平已超过国际现代碳标准,这是大气核试验产生的14C(弹14C)经植物进入土壤的反映。60年代初期大规模大气核试验产生的14C使大气14C比度剧增,1963年北半球大气及当年生长植物的14C比度达到正常值的2倍[5],以后由于部分禁止核试验条约的签署,大气核爆减少,大气14C放射性水平逐年下降,目前仍比正常值高[6]。

由于弹14C的影响,土壤剖面上部样品无法直接进行14C定年。这些层位土壤有机质14C放射性

AABS:现代碳草酸标准的放射性水平;

λ:放射性碳衰变常数,λ=1/8267,单位是a-1;

m:土壤有机质更新速率,单位是a-1,m的倒数即为土壤有机质更新周期(T),T=1/

m,单位是a。

式(1)描述稳定封闭状态土层有机质14C放射

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性水平;式(2)是在大气14C放射性水平影响下,土壤有机质14C放射性水平动态变化的数学表达式,其含义是:t年土壤有机质14C放射性水平是其前一年14C放射性水平减去自然衰变量以及因有机质分解造成的损失量,再加上新有机质分解加入的当年大气14C量。考虑到植被吸收的大气14C不可能在当年加入到土壤中,不妨假设推迟一年,本文实际计算时,式(2)中的A0(t)改为A0(t-1)。由于核爆前(t<1956)大气14C放射性水平大致稳定,故可认为土壤表层有机质14C放射性水平接近大气14C放射性水平,那么t年与(t-1)年土壤有机质14C放射性水平接近,即AS(t)≈AS(t-1);若忽略工业效应的影响,1955年大气14C放射性水平近似等于国际现代碳标准(AABS),故由式(2)可以导出式(1)。

在数值计算时,先选定一个m值,由式(1)计算1955年土壤有机质14C放射性水平AS(1955),然后将AS(1955)和m代入式(2),迭代计算取样年份土壤有机质14C放射性水平AS(1998)。调整m值,至AS(1998)逼近实测值,迭代精度为0.0001,此时的m值即为所求。将m值代入式(1),即可求得核爆前取样层位土壤有机质14C放射

在(t+6)年加入到土壤中才能得出合理计算结果;对于SL剖面,假定t年大气14C在(t+1)年加入到土壤中方可得出合理结果。这可能与地表植被有关,GC剖面地表植被以灌木为主,初级生产力低,且凋落物多为前几年生长;SL剖面地表植被为华南亚热带季风阔叶林,树叶可以当年凋落。另一原因与土壤有机质更新速率有关,GC剖面上部土壤m值明显低于SL剖面上部土壤m值(表2),SL剖面表层样品的m值为0.402,而GC剖面表层样品m值为0.078,几乎相差一个数量级。可见,有机质更新速率快,凋落物分解加入土壤的时间早,反之,加入土壤的时间会明显推迟。

土壤剖面上部土层的有机质更新速率较高,自一深度向下,m骤减(表2),SL剖面的这一深度为12cm,GC剖面亦为12cm,表明土壤表层有机质的组成与下部土层明显不同。土壤表层有机质中快循环组分占绝对优势,更新周期短,SL剖面0～12cm层段有机质更新周期(T)为1.6～7年,相当于Century模型[8,9]中的快组分,GC剖面0～12cm土层T为10～90年,与Century模型中的活跃组分(T为20～50年)相当。自表层向下,由于m骤减,T显著增加,SL剖面14～70cm层段,GC剖面10～20cm层段,T为100～1000年,表明这些层段中有机质快循环组分分解殆尽,慢循环组分逐渐成为主要组分。再向下,土壤m值极低,SL剖面70cm以下,GC剖面20cm以下层段,T大于1000年,有机质为稳定组分。

土壤有机质更新速率随着深度的变化说明,土壤有机质由不同的更新周期组分构成,剖面上部以快循环组分为主,向下慢循环组分增加,并成为主要组分,剖面下部仅存在稳定组分,根据土壤有机碳—深度变化曲线得出的推论[10]与此一致。土壤有机质不同更新组分自上而下的规律性分布与土壤有机碳百分含量随深度增加呈指数下降(表2)的事实,说明在土壤有机质更新过程中存在快循环物质向慢循环物质的演变,快循环物质分解,大部分以CO2形式逸散,残余物即为慢循环物质。土壤有机质不同更新周期组分的剖面分布特点是土壤剖面发育过程中有机质更新的必然结果,是土壤剖面14C年龄下老上新的内在原因。2.2　土壤有机质更新CO2产量土壤剖面有机质的支出方式包括有机质自身分解释放CO2,以及通过土壤溶液渗流与地表径流

性比度,进而计算核爆前样品14C年龄及Δ14C。对于仪器计算得出年龄值的层位,其有机质Δ14C<0(表2),虽然亦可能受到弹14C的影响,由于这些层位有机质更新速率很低(表2),弹14C的影响可忽略,可认为这些层位近似处于稳定封闭状态。由式(1)及Δ14C定义式得出这些层位土壤有机质更新速率为:

m=-λ1000Δ14C

+1(3)

其中,λ:放射性碳衰变常数,λ=1/8267,单位是

a-1;

m:土壤有机质更新速率,单位是a-1。

2　结果与讨论

2.1　土壤有机质更新速率

利用1.2.3中建立的方法,计算SL、GC剖面土壤有机质更新速率,结果见表2。在校正Δ14C>0的数据时,大气14C数据取自文献[7],未知数据根据由已知数据得出的大气14C放射性比度逐年变化规律求得。对于GC剖面,只有假定t年大气14C

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表2　鼎湖山SL、GC剖面土壤有机质ΔC、有机碳含量、有机质更新速率及CO2产量

Table2　SoilorganicmatterΔ14Cvalues,organiccarboncontents,organicmatterturnoverratesandCO2fluxdue

toorganicmatterdecompositionofSLprofileandGCprofileatDinghushanMt.

样　品

编　号

SL-01SL-03SL-05SL-07SL-09SL-11SL-13SL-15SL-17SL-19SL-21SL-23SL-25GC-01GC-03GC-05GC-07GC-09GC-11GC-13GC-14GC-15GC-16GC-17GC-18

取样层位

(cm)0～24～68～1012～1416～1820～2224～2628～3032～3436～3840～6070～8090～1100～24～68～1012～1416～1820～2224～2626～2828～3030～3535～4040～60

计算层位

(cm)0～33～77～1111～1515～1919～2323～2727～3131～3535～3939～6565～8585～1100～33～77～1111～1515～1919～2323～2626～2828～3030～3535～4040～60

Δ14C

(‰)

8514713666622513-70.663-101.15-58.78-126.52-567.6924220410113-69.27-125.43-190.79-159.58-166.36-209.32-251.46-262.56

有机碳含量

(%)5.043.783.112.391.851.481.120.830.670.570.540.510.412.221.030.710.560.470.410.370.290.260.220.180.17

(a-1)0.40160.11720.13280.00740.00700.00440.00370.00130.00320.00110.00190.00080.000090.07770.02850.01090.003780.001320.000840.000510.0000.000610.000460.000360.00034

CO2产量gC/cm・a0.070.02300.02140.00090.000670.000340.000210.000060.000110.000030.000350.000110.000010.00670.00150.00040.00010.0000320.0000180.0000070.0000050.0000040.0000650.0000040.000015

累积

百分数

62.5180.7597.7698.4999.0299.2999.4699.5199.6099.6299.9099.9910075.8793.1697.7298.9599.3299.5299.6099.6699.7099.79.83100

携带而流失。在计算土壤有机质支出总量时,不能忽视土壤有机质径流流失量。本文通过计算土壤有机质更新CO2产量,研究土壤剖面有机质更新特征,故不考虑有机质的径流流失。根据取样情况,把土壤剖面划分为若干计算土层(表2),单一计算土层有机质更新CO2产量可由下式求得:

ρ×C×m(4)U=H×

其中,U:单层CO2产量(gC/cm2・a);

H:计算土层厚度(cm);ρ:土壤容重(g/cm3);

C:土壤有机碳百分含量(%);m:土壤有机质更新速率(a-1)。

计算土层有机碳含量为涉及到的取样层位有机碳含量的平均值;因缺乏土壤容重实测数据,计算时,参照鼎湖山其它土壤剖面数据,土壤容重均取1.3g/cm3。各计算土层有机质更新CO2产量的总和即为整个剖面土壤有机质更新CO2产量,结果见表2。

SL剖面有机质更新CO2产量为0.126gC/(cm2・a),是GC剖面的(0.0088gC/(cm2・a)14倍,SL剖面厚度约为GC剖面的2倍,可见厚度差别并不是造成两剖面有机质更新CO2产量相差悬殊的根本原因。SL剖面第1计算土层有机质更新CO2产量明显高于GC剖面第1计算土层(表2),对比发现,这主要是SL剖面第1计算土层有机碳含量、有机质更新速率均明显大于GC剖面所致。SL剖面有机质更新周期小于1000年的层段约占整个剖面的63.6%,而GC剖面的这一比例为33.3%,可见,SL剖面有机质更新潜力比GC剖面大得多;此外,SL剖面有机碳含量普遍比GC剖面高(表2),上述两方面是造成SL、GC剖面有机质更新CO2产量相差悬殊的主要原因。

土壤有机碳含量与地表植被初级生产力直接相关,森林植被初级生产力明显高于灌丛、草甸[11],这是SL剖面土壤有机碳含量明显高于GC剖面的根本原因。土壤有机质更新速率较高层段占整个剖面的比例与土壤性状有关,质地疏松,生物活动活跃的土壤,有机质迁移速度快,这一比例

　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　地　　理　　科　　学　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　22卷200

高,如SL剖面;质地密实,生物活动较弱的土壤,有机质迁移速度慢,这一比例低,GC剖面即属此类。SL剖面上部土层的m值明显大于GC剖面相应土层的m值(表2),这与有机质组成及土壤性状有关,而土壤有机质来自地表植被。此外,地表植被初级生产力对土壤性状有直接影响[12]。因此,地表植被是制约土壤有机质更新CO2产量的第一要素。

减缓土壤有机质更新CO2排放是增强土壤碳汇的关键,鼎湖山SL、GC剖面土壤有机质更新CO2产量的98%来自表层0～10cm层段(表2),说明土壤表层是有机质更新CO2产量的主要贡献者,因此控制表层有机质更新对于增强土壤碳汇具有重要意义。地表植被凋落物是土壤表层有机质的主要来源,寻求减少地表凋落物量,增加地下深部根的生物量,实现有机物质向深部的转移,是减缓土壤有机质更新CO2排放的有效途径,为此,在可能的情况下,应尽量选种地下生物量高的植被,这需要植物学家与土壤学家的共同努力。

致　谢:中国科学院华南植物研究所余作岳研究员、任海博士为野外工作提供宝贵建议,中国科学院华南植物研究所高云超博士、申卫军博士以及中国科学院广州地球化学研究所博士研究生杨英协助野外取样,在此一并表示衷心感谢。

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QuantitativeStudyonOrganicMatterTurnoverCharacteristicsof

MountainousSoilProfilesintheSubtropicalArea,SouthChina

CHENQing2qiang1,2,SUNYan2min1,SHENCheng2de1,PENGShao2lin3,

YIWei2xi1,JIANGMan2tao1,LIZhi2an3

(1.GuangzhouInstituteofGeochemistry,theChineseAcademyofSciences,Guangzhou,Guangdong5100;

2.StateKeyLaboratoryofEstuarineandCoastalResearches,EastChinaNormalUniversity,Shanghai200062;

3.SouthChinaInstituteofBotany,theChineseAcademyofSciences,Guangzhou,Guangdong510650)

Abstract:Twosoilprofileswereexcavatedattheforestvegetationzoneandtheshrub2meadowtransitionalzoneofDinghushanMt.(23°09′-23°11′N,112°30′-112°33′E),andthin2layersamplingwereconductedforstudiesonsoilcarbondynamicsofmountainoussoilsinthesubtropicalarea.Basedon14Cradioactivityofsoilorganicmatters(SOM),SOMturnoverrate(m)iscalculatedwithanumericalmodelfortheuppersectionswithSOMΔ14Cvalue

2期　　　　　　　　　　　　陈庆强等:华南亚热带山地土壤有机质更新特征定量研究　　　　　　　　　　　　201

greaterthanzero,duetoincorporationof

Cproducedbyatmosphericnuclearweapontesting(Bomb14C)inthe

1960s.AsforthelowersectionwithSOMΔ14Cvaluelessthanzero,theeffectofBomb14CmaybeneglectedduetotheslowturnoverrateofSOM,andvaluemiscalculatedbyonespecificequation.Valuemdecreasesdownward,andisgreaterthan0.01a-1attheupper12cmsectionofthesoilprofiles,then,valuemreducesabruptlydownward,andisaboutonemagnitudelessthanthatoftheabovespecimen.From12cmon,valuemreducesconsistentlywithdepth,tilltheminimumatthedeepestoftheprofiles.Thissuggeststhatsoilorganicmattersarecomposedofvariouscompartmentswithdifferentturnovertimes(T).Rapidcompartments(T<10a)arepredominatedattheupper12cmsection,slowcompartments(100a1000a)arepredominatedatthelowersectionsoftheprofiles.CO2productionresultedfromSOMturnoveriscalculatedbasedonvaluem,organiccarboncontent,soilbulkdensityandsoilsectionthickness.Theresultssug2gestthattheCO2productionfromtheupper12cmsectionisabout98percentofthetotalCO2productionofonepro2file.Therefore,theupper12cmsectionisthemaincontributorforCO2emissionduetoSOMdecompositioninonesoilprofile.CO2fluxoftheupper12cmsectionofSLprofileis0.1233gC/cm2・a,whichisaboutonemagnitudehigherthanthatoftheupper12cmsectionofGCprofile.Thisisascribedtothatvaluemandorganiccarboncontentoftheupper12cmsectionofSLprofilearegreaterthanthoseoftheupper12cmsectionofGCprofile,respectively.Forex2ample,valuemoftheupper12cmsectionofSLprofilearegreaterthan0.1a-1,andthoseoftheupper12cmsectionofGCprofilearefrom0.01a-1to0.08a-1.Valuemoftheuppermostspecimenis0.402a-1forSLprofile,andis0.078a-1forGCprofile;theformerisaboutonemagnitudehigherthanthelatter.TheabovegroundvegetationtypescontrastobviouslybetweenSLprofileandGCprofile,whichresultsindifferentprimaryproductionofabovegroundveg2etationforthetwospots.SoilorganiccarboncontentandvaluemofSOMarecontrolleddirectlybyprimaryproductionofabovegroundvegetation.Therefore,abovegroundvegetationisthekeyfactorcontrollingSOMturnoverandthecorre2spondingCO2productionofsoilprofileswithinoneclimaticzone,whichgivescientificsupportsforincreasingsoilcar2bonsinkthroughafforestation.TheuppersoilsectionhashighSOMcontentandgreatvaluem,andisapttobeerod2edaway,thus,theuppersectionofonesoilprofileispronetobeCO2source.PlantdebrisisthemainsourceforSOMoftheuppersoilsection.Therefore,toreduceplantdebrisproductionandtoincreasethebiomassofdeeproots,inor2dertotransfermoreorganicmattersintothedeep,maybeoneeffectivemeasureforreducingandslowingdownthee2missionofCO2duetoSOMturnover.Forthispurpose,vegetationwithhighundergroundbiomassshouldbeplantedfirstlyunderallpossibleconditions,whichneedscomprehensivecooperationbetweensoilscientistsandbotanists.Keywords:Soilcarboncycling;Soilorganicmatterturnoverrate;Terrestrialecosystem;DinghushanMt.

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