土壤呼吸的意義范文

導語：如何才能寫好一篇土壤呼吸的意義，這就需要搜集整理更多的資料和文獻，歡迎閱讀由公務員之家整理的十篇范文，供你借鑒。

篇1

關鍵詞：土壤呼吸；干旱半干旱區；環境因素；灌木群落；研究展望

中圖分類號：S154 文獻標識碼：A DOI：10.11974/nyyjs.20161033219

前言

以全球氣候變暖為主題的氣候變化已經得到了人們的廣泛關注，而對與其有著密切聯系的碳循環機制展開研究已經成為當前生態學家的研究重點內容。土壤呼吸作為陸地碳循環中的重要組成，是將土壤碳輸送至大氣中的主要途徑。

1 土壤呼吸概述

土壤呼吸是指土壤中二氧化碳隨著濃度梯度的不同，由土壤內部不斷向大氣中進行擴散的過程，二氧化碳是由微生物呼吸以及根系呼吸所產生，可以在一定程度上對微生物活性以及土壤的物質代謝能力有所反應，同時也是土壤質量和肥力的重要指標。該指標和土壤的濕度、結構、溫度、質地、植被生物量等有著密切關系。而干旱地區降水稀少、植被覆蓋率低、土壤肥力低，因此土壤呼吸強度和變化規律主要受到水分和土壤碳源等的限制[1]。

2 非生物因子

影響土壤呼吸的非生物因子主要包括溫度、土壤水分、降水以及土壤質地和有機質等。其中溫度作為調節與控制眾多生態學過程一個重要因素，同時也是對土壤呼吸有著決定性的影響因子。通過大量的研究結果表明，在一定的溫度條件內，土壤溫度和呼吸強度存在明顯的正相關，而且溫度是與其他因子一同作用于土壤呼吸。土壤水分則是對二氧化碳通量有所影響的重要因素，對與土壤呼吸有著緊密聯系的植被生長、根系的分布以及微生物活性等起著控制作用，大量的研究結果顯示，土壤呼吸由于水分造成的影響有著不確定性和復雜性，生態系統的不同直接導致土壤水分和呼吸間存在著不相關、正相關以及負相關關系。目前，溫度和水分協同作用也得到了愈來愈多的重視，在較干旱區域，土壤呼吸通常受到水分與溫度的共同作用。諸多研究結果顯示，干旱半干旱生態系統，即便是極少的降水也會對土壤生化造成極大的影響，降水可以對土壤中微生物活性產生極大的促進作用，從而使土壤呼吸速率得到極大的提高。在土壤和大氣間的碳循環中，有機質分解和植被呼吸產生的碳是支撐該系統碳循環主要的變量，研究結果顯示，土壤呼吸和土壤組成有著密切關系，不同有機質成分對土壤呼吸有著明顯的不同[2]。

3 生物因子

植物光合作用會促進土壤呼吸，植被生物量和土壤呼吸呈現密切的正相關，光合作用是進行碳儲存與循環控制的重要因素。土壤微生物受環境影響較大，外界環境的微小變化對微生物在數量與活性上均會造成極大的改變，而且溫度和水分也會對微生物活性造成很大的影響。葉面積指數作為顯示植被光合能力的一個重要的指標，其和土壤呼吸有著極為密切的關系，二氧化碳日通量平均值和葉面積指數以及生物量變化趨勢呈現一致性，并存在著明顯的正相關。此外，草地生態系統內存在的凋落物具有緩解土壤二氧化碳排放的作用[3]。

4 結語

綜上所述，通過對土壤呼吸的影響因素加以分析，可以對全球氣候變暖的控制有所幫助，對今后改善氣候環境有著極為重要的意義。而干旱半干旱區又是陸地生態中極為重要的組成部分，占據著陸地表面面積的40%以上，同時，干旱半干旱區還是一種極為脆弱的生態環境，通過研究干旱半干旱土壤呼吸對氣候變化機制的影響，以及對碳元素收支平衡的估計，可以更加清楚地了解碳元素在生態系統中的循環過程，同時對揭示失蹤碳匯的疑問也有著極為重要的幫助作用。

參考文獻

[1]鄒慧，高光耀，傅伯杰.干旱半干旱草地生態系統與土壤水分關系研究進展[J].生態學報，2016，11（11）：3127-3136.

篇2

1．1試驗區概況

試驗區位于河北省深州市太古莊鄉高趙圈村（N38°01′，E115°32′），屬典型海河低平原區，是“十二五”國家糧食豐產科技工程核心試驗區。土壤為粘性壤土，180cm土體不同層次容重為1．3～1．6g／cm3；耕層全氮含量1．2g／kg，堿解氮含量66．7mg／kg，速效磷含量24．1mg／kg，速效鉀含量122．4mg／kg，有機質含量14．7g／kg，鹽分質量分數1．1g／kg。2011－2012年小麥生長季降雨62．8mm，2012－2013年小麥生長季降雨量122．2mm。

1．2試驗設計

2011－2013年冬小麥生長季進行，共設旋耕（RT）、深松（SRT）、深耕（MRT）3種耕作方式處理，每處理3次重復，小區面積60m2，隨機區組設計：（1）旋耕，前茬玉米秸稈全部粉碎還田撒施底肥1GN－180型大型旋耕機旋耕2遍（深度15cm）耙地2遍機播。（2）深松，前茬玉米秸稈全部粉碎還田撒施底肥2FS型深松旋耕一體機作業1遍（深松深度30cm，旋耕深度15cm）耙地2遍機播。（3）深耕，前茬玉米秸稈全部粉碎還田撒施底肥1L－525鏵式犁耕翻（深度20cm）旋耕機旋耕1遍（深度15cm）耙地2遍機播。供試小麥品種為良星99（冀審麥2004007號）。播前底肥施純氮240kg／hm2，P2O5112．5kg／hm2，K2O112．5kg／hm2，小麥10月10日趁墑播種，基本苗密度為3．15×106株／hm2，2個年度均只在春季灌水2次，每次灌量82．5mm，時間分別為2012年4月6日和5月1日、2013年4月7日和5月2日，隨春季第1次灌水追施純氮135kg／hm2，6月15日收獲。

1．3試驗方法

10月15日開始，每隔1個月，分0－5cm，5－10cm，10－20cm，20－30cm，30－40cm5個層次采集原狀土樣，采用環刀法［7］測定土壤容重，計算0－10cm，10－20cm和20－40cm土層平均容重。土壤總孔隙度計算公式為：Rt＝（1－RS／DS）×100。式中：Rt為總孔隙度（％）；RS為容重（g／cm3）；DS為比重（g／cm3）。于冬小麥播前和收獲后，按五點取樣法采集土樣，用平板表面涂抹法對樣品中的真菌、細菌和放線菌進行分離計數。分離真菌采用馬丁氏培養基，每10ml培養基加入0．03％鏈霉素溶液1ml（含鏈霉素30μg／ml）；分離細菌采用牛肉膏蛋白胨培養基；分離放線菌采用高氏Ⅰ號培養基。其中馬丁氏培養基和高氏Ⅰ號培養基平皿倒置于28℃培養箱中培養4d計數；牛肉膏蛋白胨培養基平皿倒置于37℃培養箱中培養3d計數。在播種－返青、返青－抽穗、抽穗－成熟期3個階段，按五點取樣法采集土壤樣品，每階段采集3次，測定相關酶活性、養分和有機碳含量。土壤堿解氮測定采用堿解擴散法，速效磷測定采用碳酸氫鈉浸提－鉬銻抗比色法，速效鉀測定采用乙酸銨浸提－火焰光度法，有機質測定采用重鉻酸鉀容量法－磷酸浴法［1］；土壤脲酶（UE）活性測定采用靛酚比色法，堿性磷酸酶（ALP）活性采用磷酸苯二鈉比色法，過氧化氫酶（CAT）活性采用高錳酸鉀滴定法［8］，土壤多酚氧化酶（PPO）活性采用鄰苯三酚比色法［9］；土壤有機碳（SOC）含量測定采用重鉻酸鉀容量法；土壤微生物量碳（SMBC）含量測定采用氯仿熏蒸－K2SO4浸提法，SMBC＝Ec／KEC。式中：Ec為熏蒸和未熏蒸土壤K2SO4浸提液的碳含量差值（mg／kg）；KEC為轉換系數，取值0．38［10－11］。土壤呼吸速率測定采用動態密閉氣室法［12］，測定儀器為Li－6400（Licor，USA）。土壤含水量采用德國IMKO公司生產的TRIME－PICO型便攜式水分測定儀（TDR）測定。土壤溫度測定采用HL20型自動氣象數據采集器（錦州陽光氣象儀器公司生產）。每小區布設8個溫度感應器，感應器埋深10cm。播種后，間隔5～7d測定1次0－180cm土層體積含水量，每20cm測定1次，雨后加測；溫度采集器采集周期設定為1h。

1．4數據統計分析

對2011－2013年2個生長季試驗數據進行巴特勒檢驗（Bartletttest），趨勢相同數據取平均值分析。相關數據統計分析采用SPSS12．0和DPS7．05軟件；用Excel2010軟件作圖。

2結果與分析

2．1不同耕作方式下土壤容重與孔隙度

播種至11月上旬各處理0－10cm土層呈現容重大幅度上升、孔隙度明顯下降趨勢。11月中旬到次年3月中旬，各處理土壤容重緩慢下降、孔隙度則緩慢上升。播種至4月上旬灌溉春一水前，旋耕、深松和深耕處理容重分別上升6．1％，5．2％和7．3％，孔隙度分別下降4．8％，4．1％和5．3％。此階段，深耕處理容重最低，孔隙度最大，深松處理和旋耕處理無顯著差異。春季灌水和降雨的疊加效應是各處理土壤容重均出現大幅度上升，總孔隙度大幅下降。通過回歸模擬，春一水灌溉后30d，旋耕、深松和深耕處理容重分別上升7．4％，6．6％和8．5％，總孔隙度分別下降6．5％，5．8％和7％。5月份以后，各處理物理性狀基本趨于穩定，至成熟期處理間差異不顯著。10－20cm土層各處理容重與孔隙度變化趨勢與0－10cm相似，但變化幅度較小。在該層深松和深耕處理總孔隙度顯著高于旋耕處理，而容重則低于旋耕處理。20－40cm土層，通過多元方程模擬發現，土壤總孔隙度隨時間推移緩慢下降，容重則緩慢升高。播種至灌溉春二水，深松處理孔隙度最高，容重最低。隨后深處理間差異逐步縮小，至生長季結束差異不顯著。進一步分析圖1發現，灌溉春二水后，0－20cm土層各處理容重出現小幅下降，孔隙度小幅提高。推測可能與土壤溫度升高加速玉米秸稈腐解有關。

2．2不同土壤耕作方式下土壤水熱狀況和呼吸速率

2．2．1土壤水分狀況由圖2可知，播種至返青期，40cm以上土層，旋耕處理含水量最高，為23．8％，分別比深松和深耕處理高3．9％和8．2％；40－80cm土層，深松處理含水量最高，為26．3％，分別比旋耕和深耕處理高10．5％和4．0％。返青至抽穗期，0－20cm土層含水量表現為旋耕＞深松＞深耕，20－100cm土層深松處理含水量最高，為25．7％，旋耕和深耕處理分別為24．2％和23．4％；各處理100cm以下土層含水量無顯著差異。抽穗至成熟期，2011－2012年各處理0－20cm土壤含水量差異不明顯，20－120cm土層深松處理含水量顯著高于另兩處理。2012－2013年，20－120cm土壤含水量變化規律與上一年度相似，但旋耕處理0－20cm土壤含水量明顯較高，可能與當年小麥開花后降雨量較多（46．6mm）有關。2．2．2土壤呼吸速率及其與10cm地溫的相關性土壤呼吸是土壤碳庫向大氣碳庫輸入碳的主要途徑，土壤碳庫的變化將對大氣圈CO2濃度產生明顯影響。由圖3可知，小麥越冬前，深耕處理土壤呼吸速率最高，峰值為2．9μmolCO2／（m2·s），分別比深松和免耕處理高5．5％和11．5％。越冬期各處理土壤呼吸速率均快速下降，處理間差異不顯著。返青后各處理土壤呼吸速率均快速上升，至孕穗期均達到第二個峰值，此時深耕處理最高為3μmolCO2／（m2·s），比深松和免耕處理分別高7．1％和11．1％。另外，土壤不同耕作方式也明顯影響到麥田土壤溫度。小麥播種至越冬，旋耕處理10cm土壤平均溫度為9．2℃，深松和深耕處理分別為8．9℃和8．3℃。越冬期，旋耕、深松和深耕處理土壤溫度分別下降10．7，10．7，10．9℃。返青后深耕處理上升最快，深松處理其次，旋耕處理相對平緩。拔節至成熟期，深耕處理10cm土壤平均溫度為23．6℃和22．3℃，分別比旋耕處理高5．8％和2．8％。說明深耕和深松均有利于提高春季地溫。另外，通過對不同耕作方式下麥田10cm深度土壤平均溫度與土壤呼吸速率進行Pearson相關性分析（表1）發現，土壤呼吸速率與地溫呈顯著正相關。

2．3不同耕作方式對麥田土壤酶活性的影響

土壤酶是土壤生物過程的主要調節者，參與土壤環境的一切生化過程，與有機物質分解、營養物質循環等密切相關。由表2可知：①0－10cm土層，抽穗前不同處理麥田土壤脲酶（UE）和過氧化氫酶（CAT）活性均無顯著差異，抽穗后深松處理UE和CAT活性上升較快，并均顯著高于旋耕和深耕處理；10－20cm土層，返青前各處理UE和CAT活性差異不顯著，返青后處理間差異擴大，深松處理UE和CAT活性最高，分別為0．3mg／（g·d）和2．99ml／（g·h）；20－40cm土層，返青前各處理UE和CAT活性無顯著差異，返青后深松處理2種酶活性均顯著高于其他處理。②0－10cm土層，小麥播種至抽穗階段，免耕和深耕處理土壤堿性磷酸酶（ALP）較高。抽穗后，深松處理土壤ALP活性明顯提高，為36．3g／kg，分別是旋耕處理和深耕處理的1．17倍和1．18倍。③10－20cm土層，小麥抽穗前深耕處理土壤多酚氧化酶（PPO）活性分別比免耕和深松處理提高78．9％和43．2％；抽穗后，深松處理土壤PPO活性最高，并顯著高于其他處理；20－40cm土層，小麥抽穗前各處理PPO活性無顯著差異，抽穗后深松處理PPO活性最高，分別比旋耕和深耕處理高78．6％和19．0％。

2．4不同耕作方式對麥田土壤養分的影響

0－10cm土層，旋耕處理堿解氮含量在小麥抽穗前較高，深耕處理則是在抽穗后較高。10－20cm和20－40cm土層，深松處理堿解氮含量始終最低，抽穗期僅為52．3mg／kg，分別為免耕和深耕處理的92％和79％；全生育期平均為46．1mg／kg，分別為免耕和深耕處理的77．1％和81．6％。0－10cm土層，旋耕處理速效磷含量最高，有“表層聚集”現象，全生育期平均含量37mg／kg，分別是深松和深耕處理的1．15倍和1．29倍；10－20cm土層，抽穗前旋耕處理速效磷含量最高；抽穗后處理間差異不顯著；20－40cm土層，深松處理速效磷含量最高。0－10cm土層，小麥抽穗前，旋耕處理土壤速效鉀含量最高，為106mg／kg，分別是深松處理和深耕處理的1．26倍和1．22倍；抽穗后，深耕處理土壤速效鉀含量最高。10－20cm土層，抽穗前，旋耕處理速效鉀含量也最高，抽穗后各處理無顯著差異。20－40cm土層，深松處理速效鉀含量最高。0－10cm和10－20cm土層，返青至抽穗階段，深耕處理有機質含量較高，其他時期各處理無顯著差異。20－40cm土層中，返青前旋耕處理有機質含量較高，深松處和深耕處理無顯著差異。返青后深松處理有機質含量為12．28mg／kg，分別比深松和深耕處理高80％和74．6％。

2．5不同耕作方式對麥田土壤微生物與有機碳的影響

2．5．1真菌、細菌和放線菌數量由表4可知：①旋耕處理各層土壤真菌數量均呈下降趨勢，深松處理土壤真菌數量在各土層均為上升趨勢，而深耕處理則在0－20cm土層表現為下降，在20－40cm土層上升。2個生長季深松處理土壤真菌數量平均增加69．9％。②旋耕處理土壤中細菌數量在0－20cm土層中表現為增加，而在20－40cm土層中則下降，深耕處理與旋耕處理相反。深松處理土壤細菌數量在各土層均表現為上升。2個生長季深松處理細菌數量平均增加91．1％。③0－40cm土層，各處理放線菌數量均呈下降趨勢。其中，深耕處理放線菌數量下降最明顯，全生長季平均下降31．5％。2．5．2土壤SMBC和SOC含量微生物量碳（SMBC）對土壤擾動非常敏感，可反映土壤養分狀況、生物活性和微生物數量。由表5可知，0－10cm土層，深耕處理SMBC含量最低，為134．5mg／kg，分別均相當于旋耕處理的84．9％。10－20cm土層，小麥播種至返青階段，深松處理SMBC含量最高；返青至抽穗階段，旋耕處理SMBC含量最高。深耕處理SMBC含量始終最低，全生育期平均僅為176．3mg／kg，分別僅相當于旋耕處理和深松處理的77．7％和73．9％。這可能與深耕對土壤擾動大，土壤團聚體遭破壞，土壤呼吸速率和能量消耗加快有關。20－40cm土層，小麥抽穗期前，SMBC含量為旋耕處理＞深耕處理＞深松處理；抽穗后，深松和深耕處理無顯著差異，但均顯著高于旋耕處理?？傆袡C碳（SOC）是表征土壤肥力的重要指標之一，影響著土壤滲透、抗蝕、持水和養分循環，協調土壤水、肥、氣、熱等［13］。0－10cm土層，深耕處理SOC含量最低，全生育期平均為9．4g／kg，分別相當于旋耕和深松處理的91．9％和91．0％。10－20cm土層中，返青前，旋耕處理依然最高。返青后，深松和深耕處理SOC含量則呈明顯增長趨勢。20－40cm土層中，返青前，旋耕處理SOC含量最高；返青后，深松處理SOC含量最高，為19．2g／kg，分別是旋耕處理和深耕處理的1．75倍和1．22倍。2．6不同耕作方式對小麥產量和水肥利用的影響由表6可知，2個生長季深耕和旋耕處理總耗水量均較高，分別為430．3mm和430．9mm，深松處理僅為409．4mm，比旋耕和深耕節水6％；深松處理產量最高，平均為8550．0kg／hm2，分別比旋耕和深耕處理分別提高15．4％和6．9％，水分利用效率分別高22．7％和13．7％；深松處理N、P、K肥料偏生產力最高，其中N肥平均偏生產力為22．8kg／kg，分別比旋耕和深松處理高15．2％和6．5％。

3討論

3．1耕作方式改變對麥田土壤物理性狀與水熱狀況的影響

物理結構、儲供水和熱量循環能力是耕地質量的重要表征。研究顯示，長期單一的土壤耕作方式均會影響土壤物理性狀，如長期翻耕土壤失墑大，形成犁底層，影響土壤蓄水能力；長期少、免耕，表層土壤體積質量會增加、犁底層上移、耕層變淺。Milton等［14］報道免耕土壤總孔隙度較低。Borghei等［15］報道，多年免耕導致土壤壓實、容重增大、產量降低。Hou等［16］報道，與常規耕作方式相比，在夏閑期間，采用免耕與深松相互交替可提高0－20cm土層含水量3．9％～7．8％，而在作物生長及季節則可提高8％～8．6％。Qin等報道，深松可增加降水入滲，提高土壤貯水能力。蘇衍濤等［18］報道，免耕在冬小麥越冬期表現增溫，活動期表現降溫。本研究表明，深耕處理和深松處理分別有利于0－20cm和20－40cm土層土壤容重下降和土壤孔隙度增大。旋耕處理有利于表層土壤水分儲蓄，深松處理有利于20－120cm土層水分儲蓄。深耕有利于提高土壤溫度，分別比深松和旋耕高5．8％和8．8％。深松對土壤擾動深度較大，可更好地儲蓄水分，這與前人的研究結果類似。深耕比深松可更有效提高土壤溫度，且溫度變幅更大，這與陳繼康等的研究結果相似。而深耕由于加深犁底層的同時，造成了表土大面積翻動，破壞了團粒結構，實際并未對土體儲水起到更好的效果，所以頻繁深耕必然對耕地質量產生較大影響，這也支持了前人的研究結果。有關耕作方式改變后土壤水熱狀況的改變是否有耦合效應并影響作物生長，還需進一步研究。

3．2耕作方式改變對麥田土壤酶活性與養分含量的影響

養分循環是農田生態系統最基本功能之一，其中農田三大養分要素N、P、K的循環與平衡則是農田生態系統穩定性與區域農田生產力狀況的具體反映。不同栽培制度和管理措施等都會影響土壤酶和養分空間變異和生物活性變化，而土壤酶活性與土壤養分之間關系密切，可間接反映氮、磷等養分轉化與供給狀況。本研究表明，小麥返青至成熟，深松處理可提高土壤過氧化氫酶和脲酶活性，且深松處理還可提高小麥抽穗后土壤堿性磷酸酶活性；深耕處理和深松處理可分別在抽穗前、后提高表層土壤多酚氧化酶活性。深松處理可降低堿解氮含量而促進速效磷和速效鉀積累；深耕處理可提高表層土壤有機質含量，旋耕處理和深松處理則分別在返青前和返青后提高20－40cm土層有機質含量。本研究還得出，旋耕處理速效磷有“表層聚集現象”，這與前人的研究結果一致。由此可見，深松處理對于提高土壤酶活性有著特殊意義，而土壤酶活性提升又直接加速了對土壤中養分的分解和利用。由于研究角度側重不同，不同耕作方式下土壤酶活性與養分變化相關性將另外報道。

3．3耕作方式改變對麥田土壤呼吸和微生物的影響

由于土壤微生物比土壤理化性質對土壤質量變化能做出更快速響應，所以土壤微生物土壤污染監測評價和生態修復等方面的研究受到普遍關注。不同耕作措施創造不同的土壤環境，影響土壤微生物數量和組成。研究顯示，土壤呼吸是一個復雜的土壤生態學過程，土壤呼吸季節變化一般呈現單峰型特點［21］。不同耕作措施可改變土壤物理結構和水熱特性，進一步影響土壤呼吸狀態。張俊麗等報道，深松耕處理小麥農田呼吸速率最高，顯著高于深耕和旋耕處理。任景全等研究也認為，免耕可降低土壤呼吸速率。本研究表明，深松有利于真菌和細菌增殖，旋耕有利于放線菌增殖。這可能與深松和深耕提高了土壤溫度，而溫度提升加速了土壤內植物殘體降解，腐殖質含量提高有關。Riley曾報道耕作方式對微生物的影響與土質關系密切，因此本研究結果還需在其他土質中進一步印證。本研究還顯示，深松處理和旋耕處理分別在不同生育時期可提高土壤SMBC含量。旋耕處理在小麥返青前土壤SOC含量較高，深松處理則是在返青后最高。深耕處理土壤呼吸速率最高，2個生長季平均為1．76μmolCO2／（m2·s），分別比旋耕處理和深松處理高8．0％和4．8％，這與前人報道吻合。且本研究也證實呼吸速率與土壤溫度呈顯著正相關，而深耕可提高土壤溫度，研究前后可互相印證。深耕處理SMBC含量SOC含量較低，這與Compton等［25］提出的土壤溫度高可提高SMBC含量不一致。這可能與試驗區土質有關，因為土質不同會影響SMBC的周轉速率有關。有關不同耕作方式下麥田土壤呼吸和微生物的關系及其在不同土質上的表現還需要進一步研究。

4結論

篇3

關鍵詞： 全球氣候變化；草原生態系統；碳儲量；高寒草甸

中圖分類號： S 812.3文獻標識碼： A文章編號： 10095500(2011)06007508

在過去的200年中，化石燃料的燃燒、土地利用方式的改變，已經有405±30 Pg的CO2釋放到大氣中，導致大氣CO2濃度急劇增加，地球溫度不斷升高。干旱、洪水、風沙等災害性天氣頻繁出現。應對氣候變化,實現可持續發展,是人類面臨的一項緊迫而艱巨的任務。有效地利用陸地生態系統植被和土壤對碳存儲積累的優勢來降低大氣CO2的增高，被學術界普遍認為是在全球綠色經濟、循環經濟、低碳經濟的背景下一種低成本固碳減排的有效措施[1,2]。大力發展草原碳匯，重視草原固碳研究,系統分析草原生態系統在全球氣候變化中的生態價值和貢獻，對增強草原生態系統碳儲量、發揮草原固碳潛力具有重要意義。

1草原生態系統的碳匯功能

在所有生物群系中，森林存儲了陸地的大部分碳量，不僅以生物量的形式(樹干、樹枝、樹葉、根等)，而且以土壤有機質的形式存儲。根據德國全球變化咨詢委員會(WBGU) 的估計,全球陸地生態系統的碳儲量有46%在森林,23%在熱帶及溫帶草原,其余的碳儲

收稿日期： 20110603； 修回日期: 20111017

基金項目： 國家重點基礎研究發展規劃項目

（2006AA10Z250）資助

作者簡介： 趙娜 （1980），女，在讀博士，草地生態與植被恢復。 Email:

王為通訊作者。

存在耕地、濕地、凍原和高山草地。目前,國際上主要通過提高森林覆蓋率來抵消工業碳排放，森林的碳匯能力已經得到世界各國的廣泛重視。然而，草原碳匯并未像森林碳匯一樣得到應有的關注。主要是因為缺乏對草地生態的系統研究和全面規劃，從而導致對草原生態的忽視以及對碳匯評估的缺失。草原是世界上分布最廣的植被類型之一，主要分布于熱帶和溫帶，覆蓋陸地面積的25%～50%[3]。全球草地面積約44.5億hm2，碳貯量達7 610億t，占世界陸地生態系統碳儲量的34%，僅次于森林碳匯。草地生態系統作為一種自然資源，具有保持水土、涵養水源、防風固沙、凈化空氣以及控制溫室氣體排放等多方面的功能，對地區的氣候變化和全球碳循環發揮著重大的作用[4-13]。我國擁有各類天然草原面積約4億hm2，分別占世界草地面積的13%和我國國土面積的40%，也是我國耕地面積的3.2倍，森林面積的2.5倍，因而,草原是光合作用最大的載體,也是我國面積最大的碳庫[14]。作為最重要的綠色生態屏障和綠地植被碳庫，草原和草產業在生態系統碳匯功能方面的能力不容小視。概算我國天然草地每年能夠固碳達到1～2 t/hm2，年總固碳量約為6億t，約占全國年碳排放量的1/2。草原生態系統碳收支對我國乃至世界陸地生態系統的碳匯功能發揮著不可替代的作用。為此，國內外開展了相關研究，但由于技術和方法的差異，全球草原生態系統碳匯評估方面存在著較大的不確定性。

2草原生態系統的固碳潛力

2.1草原生態系統的碳儲量估算

草地生態系統碳儲量和碳沉降在全球陸地生態系統碳蓄積和碳循環中占有十分重要的地位。不同學者或機構對全球草地生態系統碳儲量進行了估算[3-5，8-13，14-17]，世界草地生態系統的碳蓄積平均占到陸地生態系統碳蓄積量的1/5。Olson，et al[18]利用碳密度的方法估算后報道，全球草地生態系統植被儲量為50.4 Pg。Post，et al[19]基于常規土壤調查后估算出全球不同草地綜合體中土壤碳儲量為435.7 Pg。Prentice，et al[17]仍然利用碳密度的方法對全球草地生態系統碳儲量進行了較為全面的評估，研究報道全球草地生態系統的總碳儲量約為279 Pg,植被儲量為27. 9 Pg, 土壤儲量為250.5 Pg。另外，也有學者研究認為，全球草地生態系統總碳儲量約為569.6 Pg ,其中，植被儲量為72.9 Pg , 土壤儲量為496.6 Pg[19-22]。同時有研究報道，在熱帶地區的碳儲量和碳沉降可能已經被低估[3]。由此可見，全球草地碳儲量估算存在著很大的不確定性，特別是對于土壤碳庫的評估[3，5，23]。然而，中國草地生態系統的碳儲量和碳循環的研究相對比較少[22，24-26]。Fang，et al[24]基于植被地上、地下生物量比例的關系第1次評估了中國草地的碳儲量。他通過研究8個草地類型最終得出中國草地的總碳儲量為58.38 Pg，其中植被層為1.23 Pg，土壤層為74.74 Pg。由于田間取樣測量的局限性，研究者往往通過地上通量部分的平衡來估計地下內部轉移的碳量和組成；通過地下通量部分的平衡大致地估計土壤碳庫凈變化的組成。然而，利用地上生物量來估測其他組分的碳量的方法，精確度很低，存在相當大的誤差(特別是對地下部分的估測)，因此，通過這種比例的關系估計出的數據，變異性很大[24，27]。有學者應用碳密度的方法對中國11個草地類型的碳儲量進行了估算，分析后指出11個草地類型的總碳儲量為58.38 Pg Ni；Zinke，et al[22,28] ,其中,植被層為4.66 Pg ,土壤層為53.72 Pg。不久，Ni[22]再一次應用碳密度方法對中國18個草地類型進行了碳儲量估算。然而此次的研究結果較先前的結果總體上偏低，總碳儲量為44. 09 Pg ,植被層碳儲量為3.06 Pg ,土壤層碳儲量為41. 03 Pg 。另外，Fan 根據中國17 種草地類型中實測的地上、地下生物量樣方數據估算出我國草地植被碳儲量約為3. 32 Pg [29]。綜合大量的研究后發現，中國草地生態系統植被層碳蓄積占到世界草地生態系統植被層碳蓄積量的3%～11%[17,19,22]，占到中國陸地生態系統植被層碳蓄積量的54.4%[29,30]。由于資源調查數據、遙感數據、草原面積差異、以及所采用的估算方法的不同，使得無論全球或者是地區內的草地生態系統碳儲量估算存在著較大的不確定性。另外，人類活動對于草原的影響也在很大程度上決定著碳評估的精度[22]，其中，草原面積的差異是影響陸地生態系統碳估算的重要因素。隨著生態學、土壤學、遙感學、統計學等多學科的發展與深入，使用碳密度的方法，同時結合改進的草地分級標準以及更加準確的草原面積評估體系，為精確估算中國乃至世界草地的碳儲量提供了一定的依據。然而，目前對于碳儲量的評估主要還是聚焦在對溫帶和高寒草地的研究。

2.2不同草地類型的固碳能力

從世界范圍來看,大約有1.5億km2的草地分布于熱帶地區，有900百萬km2的草地分布于溫帶地區[15]。然而，不同地區、不同氣候類型條件下的不同類型草地生態系統的碳儲量差異非常大 (表1)[31]。熱帶草原的凈生產力和碳的固定能力要大于溫帶草原。在溫帶草原區，歐洲和俄羅斯草地群落的碳素固定能力又高于中國，我國典型草原的碳固定量水平最低，這種現象主要受降水量的時空變異決定。對于不同草地類型的土壤生態系統而言，草甸土壤具有較大的有機碳通量和有機碳容量，但同時具有較低的無機碳通量和無機碳容量。相反，荒漠土壤生態系統的有機碳通量、碳容量最低，但其具有較高的無機碳儲量[32]。一般認為，土壤無機碳通量變化不大，有機碳通量卻經常受到各土壤生態系統內部物質和能量轉化的影響，具有較大的變異性。生態系統中土壤有機碳通量和碳容量越高則土壤無機碳通量就越低。從地區上分析，寒冷地區的土壤比溫暖地區的土壤具有更高的土壤有機碳儲量[33]。

中國草地主要廣布在北部溫帶半干旱和干旱地區，以及西部青藏高原的高寒地區，只有少數零星地分布在暖溫帶和熱帶地區[34-36]。不同草地類型的面積、分布區域、物種組成以及不同草地類型的固碳能力分布極不均衡，不同草地固碳能力異質性很大(表2、3)。從地區上分析發現，高寒地區擁有中國最大的碳儲量，占到全國草地生態系統總碳儲量的54.5%，其次是溫帶地區，中國草地生態系統85%以上的全碳儲量分布于高寒地區和溫帶地區。從草地生態類型分析，草原具有最高的植被和土壤碳儲量，草甸是僅次于草原生態系統類型的第2大碳庫。全國草地生態系統總碳儲量的2/3以上是分布于草甸和草原這2個草地生態系統類型[26]。綜合不同地區和草地類型來分析研究,高寒草甸擁有最大的植被和土壤碳儲量，占到中國草地總碳儲量的25.6%，其次，高寒草原和溫性草原的碳儲量也比較高，分別占到中國草地總碳儲量的14.5%和11.0%，這3類草地碳儲量總和占到全國草地總碳儲量的1/2。然而，暖溫帶和熱帶灌叢草原以及濕地由于利用面積比較低，再加上植被和土壤的碳密度比較低，所以決定了這3種草地類型具有最低的碳儲量[26]。

草原生態系統的碳匯格局

陸地生態系統碳庫主要包括植物碳庫、凋落物(殘落物)碳庫和土壤有機碳庫(腐殖質)。生態系統各碳庫的大小組成和規模體現了生態系統碳分配（資源分配）的格局，同時反映了植物對資源供給響應的平衡對策。碳分配的變化不僅影響到植物的生存，生長和生產，也會影響到生態系統的生物地理化學循環過程[29]。所以，研究生態系統各組成要素的碳蓄積在空間上的分布規律是碳循環研究的基礎，也是研究生態系統碳素在各碳庫之間的流通和交換的依據。為此，各國生態學家已經進行了大量的研究[19，20，27，37，38]。分析估計認為，全球陸地生態系統植物碳庫在420～830 Pg，土壤有機質碳庫在1.2×103 ～1.6 ×103Pg，凋落物碳庫在70～150 Pg。土壤碳庫也是陸地生態系統中最大的碳庫，通常地，土壤碳庫大約為大氣碳庫的兩倍[39]，因此，土壤碳庫的損失對于大氣中CO2濃度的變化具有顯著的影響。而且，全球土壤碳存儲總量也遠大于植被中的碳儲量，兩者的比例平均為3∶1，所以陸地土壤碳庫較植被碳庫在全球碳平衡中具有更重要的作用，在每個生物群系中，單位表面積上植被和土壤碳量所占比例存在著廣泛的區域差異。從熱帶森林的1∶1到北方針葉林的1∶5，草地和濕地的比率更大，所以，對于草地生態系統來說，它不具有固定而明顯的地上碳庫,其碳儲量絕大部分集中在地下土壤中[26]。這在很大程度上有力地說明了土壤碳庫在草原生態系統的碳儲量中所發揮的巨大作用。中國草原土壤碳儲量約在200～300 Pg，占到世界土壤碳儲量的30%，草原土壤代表著一個巨大的碳庫[3，40]。目前為止，草地和熱帶稀樹大草原的大部分碳量被存儲于土壤中。這些土壤碳蓄積量在長時間范圍內是穩定的。濕地的碳也幾乎完全蓄積在土壤中，由于土壤長期處于一種缺氧的狀態，所以濕地的碳主要以死有機物質(腐殖質)的形式存儲。在中國,高寒草地中95%的碳儲藏在土壤中，約占全國土壤碳儲量的49% [41]，占全國土壤有機碳儲量的23.44%，占全球土壤有機碳儲量的2.5%[42]。在通常的自然植被條件下，土壤中的有機碳儲量絕大部分直接來源于土壤上生長的植物凋落物和根系分泌物[43]。由于高寒地區低溫低蒸發這種特有的氣候特征，導致土壤中儲藏的大量有機質很難分解，從而長時間駐留在土壤中成為一個穩定的碳庫。但是隨著人類活動干擾的加劇和全球氣候變暖所帶來的水熱格局的再分配，可能對高寒草地生態系統的碳蓄積和碳收支帶來難以預測的危害。

3高寒草地生態系統面臨的危機

陸地生態系統的碳循環包括光合作用（碳匯）和呼吸作用（碳源）2個環節。森林、海洋、草原等非工業源生物呼吸作用排放的CO2量，以及由于土地利用的變化所釋放出的CO2量已經加劇了全球CO2濃度的增高。青藏高原草地面積占到世界陸地面積的1.02%，中國陸地面積的16.9%。而且，青藏高原又是亞洲大陸最大的地理形態學單位，它是世界上陸地生態系統的重要組成部分，同時也是世界上低緯度地區中擁有永久凍土層的主要區域之一[43]。這個地區廣泛分布著高寒草甸、高寒草原以及高寒沼澤，也是歐亞大陸最典型的3種草地類型之一[44]。青藏高原的草地類型擁有全國各種草地類型中最高的有機碳密度[45]，而且，高達95%的碳是儲存在土壤中。在全球氣候變暖的大趨勢下，青藏高原的氣溫也在持續上升，由于凍土的熱力敏感性很大,對全球氣候變化非常敏感，因此，寒帶地區各種生態系統將有可能成為巨大的碳排放源[46，47]，所以，這個地區在調節亞洲地區，乃至全球氣候變化中充當著非常活躍的角色[47]。

Wang，et al[42]對青藏高原草地土壤碳庫的研究表明，青藏高原草地中土壤的有機碳儲量大約為49.00 Pg，占到中國全部土壤有機碳儲量的23.44%，占到世界土壤碳庫的2.5%。從青藏高原的占地面積和土壤碳儲量的比較來看，青藏高原的土壤碳庫在中國甚至世界上來說都是非常重要的。其實，早在20世紀80年代已經有學者意識到青藏高原在全球碳循環中的重要地位，先后開展了大量有關青藏高原地區碳循環的研究。在評價1個草地生態系統碳循環規律時，首先需要考慮碳循環的時間尺度。一般認為，在1天的時間內，白天碳被積累，夜晚碳損失。在1年的時間中，在生長季碳被積累，冬季碳被消耗[32]。然而，一些研究者對青藏高原地區的碳循環研究卻發現，當夜間土壤溫度較低時，青藏高原草地生態系統中土壤到空氣碳的凈通量為負值，表現出一種碳積累的過程[48,49]。在寒冷的冬季，青藏高原草地生態系統發揮著碳匯的作用[50,51]。產生這一現象的主要原因在于青藏高原特有的極低的土壤溫度，能夠抑制土壤微生物的活動。然而，全球大氣CO2濃度增加，溫度升高的嚴峻氣候背景下，勢必會促進青藏高原地區草地生態系統CO2的排放。已經有研究報道，在過去50年中，青藏高原平均溫度每10年上升0.45 ℃[46,47]。地表溫度的上升已經增加了季節性解凍土層的深度，甚至導致了永久凍土層的消失[52]。Wang，et al[42]研究報道，目前，每年青藏高原地區由于土壤呼吸導致的CO2排放量為1.17 Pg，這個值占到本地區草地生態系統0～65 cm土壤層有機碳儲量的3.32%，中國陸地生態系統土壤呼吸排放量的26.40%，全球生態系統土壤呼吸排放量的1.73%，其中，高寒草甸土壤每年的CO2排放占到本地區所有草地類型CO2排放總和的1/2[42]。從面積和排放量比例的角度來分析，目前這個地區的CO2排放量已經處于非常高的水平，超過了國家的CO2平均年排放量，甚至也超過了全球CO2排放的平均值。因此，密切關注青藏高原地區的高寒草地，特別是高寒草甸土壤碳庫的變化，在評估青藏高原地區生物地球化學循環對全球氣候變化的響應具有重要的科學和現實意義[53]。保護高寒草地資源將會對全球碳的保存、CO2的減排具有極其深遠的影響。

參考文獻：

[1]李熙波,楊玉盛,曾宏達,等. 城市草坪生態系統碳吸存研究進展[J]. 草原與草坪,2009(3):79-85.

[2]王娟,藺銀鼎. 城市綠地生態效應[J]. 草原與草坪,2004(4):24-27.

[3]Scurlock J M O,Hall D O. The global carbon sink:a grassland perspective[J]. Global Change Biology,1998(4):229-233.

[4]Hall D O,Scurlock J M O. Climate change and productivity of natural grasslands[J]. Annals of Botany,1991,67:(Suppl)49-55.

[5]Hall D O,Ojima D S,Parton W J,et al. Response of temperate and tropical grasslands to CO2and climate change[J]. Journal of Biogeography,1995,22:537-547.

[6]Thornley J H M,Cannell M G R. Temperate grassland responses to climate change: an analysis using the Hurley Pasture Model[J]. Annals of Botany,1997,80:205-221.

[7]Sala O E,Lauenroth W K,Burke I C. Carbon budgets of temperate grasslands and the effects of global change[C]// Breymeyer A I,Hall D O, Melillo J M,et al. Global Change:Effects on Coniferous Forests and Grasslands. Chichester:John Wiley,Sons Ltd,1996：101-120.

[8]Thornley J H M,Fowler D,Cannell M G R. Terrestrial carbon storage resulting from CO2and nitrogen fertilization in temperate grasslands[J]. Plant,Cell and Environment,1991,14:1007-1011.

[9]Parton W J,Scurlock J M O,Ojima D S,et al. Observations and modeling of biomass and soil organic matter dynamics for the grassland biome worldwide[J]. Global Biogeochemical Cycles,1993(7):785-809.

[10]Parton W J,Scurlock J M O,Ojima D S,et al. Group Members SCOPEGRAM. Impact of climate change on grassland production and soil carbon worldwide[J]. Global Change Biology,1995(1):13-22.

[11]Fisher M J,Rao I M,Ayarza M A,et al. Carbon storage by introduced deeprooted grasses in the South American savannas[J]. Nature,1994,371:236-238.

[12]Fisher M J,Rao I M,Lascano C E,et al. Pasture soils as carbon sink[J]. Nature,1995,376:473.

[13]Tate K R,Parsholtam A,Ross D J. Soil carbon storage and turnover in temperate forests and grasslands:a New Zealand perspective[J]. Journal of Biogeography，1995,22:695-700.

[14]Chen Y F,Fischer G. A new digital georeferenced database of grassland in China[R]. Interim Report IR98062. Laxenburg: International Institute for Applied Systems Analysis (IIASA),1998：24.

[15]Lieth H F H. Patterns of Productivity in the Biosphere[M]. Stroudsberg,PA:Hutchinson Ross,1978：342.

[16]Long S P,Hutchin P R. Primary productivity in grasslands and coniferous forests with climate change: an overview[J]. Ecological Applications,1991(1):139-156.

[17]Prentice I C,Sykes M T,Lautenschlager M,et al. Modelling global vegetation patterns and terrestrial carbon storage at the last glacial maximum[J]. Global Ecology and Biogeography Letters,1993(3):67-76.

[18]Olson J S,Watts J A,Allison L J. Carbon in Live Vegetation of MajorWorld Ecosystems[M]. 1983：50-51.Oak Ridge:Oak Ridge National Laboratory，180.

[19]Post W M,Emanuel W R,Zinke P J,et al. Soil carbon pools and world life zones[J]. Nature,1982,298:156-159.

[20]Post W M. The global carbon cycle[J]. American Scientist,1990,78:310-326.

[21]Prentice I C. Biorne modeling and the carbon cycle.The global carbon cycle[M]. Springer Verlag: Berlin,1993:219-238.

[22]Ni J. Carbon storage in terrestrial ecosystems of China:Estimates at different spatial resolutions and responses to climate change[J]. Climate Change,2001,49:339-358.

[23]Post W M,Kwon K C. Soil carbon sequestration and landuse change: processes and potential[J]. Global Change Biol,2000,6(3):317-327.

[24]Fang J,Liu G,Xu S. Carbon pool of terrestrial ecosystem in China[C]// Wang G,Wen Y M.Monitoring of Greenhouse Gas Concentration and Emission and Relevant Processes.Bieijing：China Environmental Science Press,1996:95-101.

[25]Feng Q,Cheng G D,Mikami M. The carbon cycle of sandy lands in China and its global significance[J]. Climate Change,2001,48(4):535-549.

[26]Ni J. Carbon storage in grasslands of China[J]. Journal of Arid Environment,2002,50:205-218.

[27]Prentiee K C,Fung I Y. The sensitivity of terrestrial carbon on storage to climate change[J]. Nature, l990,46:48-51.

[28]Zinke P J,Stangenberger A G,Post W M,et al. Worldwide Organic Soil Carbon and Nitrogen Data[M]. Oak Ridge:Oak Ridge National Laboratory，1984.

[29]Fan J W,Zhong H P,Harris W,et al. Carbon storage in the grasslands of China based on field measurement s of above and belowground biomass[J]. Climatic Change,2008,86:375-396.

[30]方精云. 中國山地不同海拔下的植物多樣性模式[J]. 生物多樣性,2004,12(1):1-4.

[31]李凌浩. 土地利用變化對草原生態系統土壤碳貯量的影響[J]. 植物生態學報,1998,22(4):300-302.

[32]趙成義. 陸地不同生態系統土壤呼吸及土壤碳循環研究[D]. 北京：中國農業科學院,2004.

[33]VMcDaniel P A,Munn L C. Effect of temperature on organic carbontexture relationships in mollisols and aridisols[J]. Soil Sci Soc Am J,1985,49:1487-1488.

[34]VEditorial Committee for Vegetation of China[J]. Vegetation of China,Beijing:Science Press,1980.

[35]Hou X Y,Sun S Z,Zhang J W,et al. Vegetation Map of the People's Republic of China[M]. Beijing:Map Press of China,1982.

[36]DAHV(Department of Animal Husbandry and Veterinary,Institute of Grassland,Chinese Academy of Agricultural Sciences)CISNR(Commission for Integrated Survey of Natural Resources,Chinese Academy of Sciences)Data on Grassland Resources of China,1994,10-75.Beijing:China Agricultural Science and Technology Press,310.

[37]田中正之著，(石廣玉，李昌明譯)地球在變暖[M]. 北京：氣象出版社,1-132.

[38]Sombroke W G,Nachtergaele F O，Hebel A，et al. Dynamics and sequestering of carbon in tropical and subtropical soils[J]. AMBIO，1993,22(7):417-426.

[39]Jin F,Yang H,Zhao Q. Progress in the research of organic carbon storage[J]. Soil,2000,32(1):11-17.

[40]Batjes N H, Sombroek W G. Possibility for carbon sequestration in tropical and subtropical soils[J]. Global Change Biol,1997,3(1):161-173.

[41]鐘華平,樊江文,于貴瑞,等. 草地生態系統碳蓄積的研究進展[J]. 草業科學,2005,22(1):4-11.

[42]Wang G X,Qian J,Cheng G D,et al. Soil organic carbon pool of grassland soils on the QinghaiTibetan Plateau and its global implicatio[J].The Science of the Total Environment,2002,291:207-217.

[43]黃昌勇. 土壤科學[M]. 中國農業出版社,北京,2000.

[44]Sun H. Formation and Evolution of QinghaiTibetan Plateau[M]. Shanghai Science and Technology Press,1996.

[45]Wang S,Zhou C. Estimating soil carbon reservoir of terrestrial ecosystem in China[J]. Geogr Res,1999,18(4):349-356.

[46]Kang X. The features of climate change in the QinghaiTibetan Plateau region in the past 40 years[J]. J Glaciol Geocryol,1996,18(Suppl):281-288.

[47]Cheng G,Li P,Zhang X,et al. Influences of Climatic Changes on Snow Cover. Glaciers and Frozen Soils in China[M]. Lanzhou:Gansu Cultural Publishing House,1997.

[48]Liu Y. Preliminary study of CO2 emission from cultivated soils on the QinghaiTibetan Plateau[J]. J Nat Resoure,1998,13(2):211-218.

[49]Wang Z,Le Y,Zhang J. Preliminary study of the respiratory intensity of alpine soils[C]// Xia WA,editor.Alpine Cold Meadow Ecosystem. Lanzhou:Gansu People's Publishing House,1982:174-183.

[50]Fang J,Liu G,Xu S. Carbon cycle of Chinese terrestrial ecosystem and its global significance[C]// Wang G,Wen Y.Monitoring of Greenhouse Gas Concentration and Emission and Relevant Processes. Beijing:China Environmental Science Press,1996:129-139.

[51]Wen Y,Tang J,Shao Z,et al. Study on atmospheric CO2 concentration changes and ground surface emission impact in Waliguan Region[C]// Ding Y,Shi G.Study on Climate Changes and its Influences in China. Meteorological Press,1997:95-101.

[52]Wang S. Discussion on the permafrost degradation and the changes of the permafrost environment of QinghaiXizang plateau[J]. J Adv Earth Sci,1998,13(Suppl):65-73.

[53]宋希娟,楊成德,陳秀蓉,等. 東祁連山高寒草地生態系統N、P養分含量研究[J]. 草原與草坪,2008(6):46-49.

Preliminary analysis of carbon sequestration

of grassland ecosystem

ZHAO Na1,2,SHAO Xinqing1 ,LV Jinying1，WANG Kun1

(1. College of Animal Science and Technology,China Agricultural University,Beijing 100193,China;

2. Guyuan State Key Monitoring and Research Station of Grassland Ecosystem,Guyuan 076550,China)

篇4

關鍵詞 稻田土壤；有機碳；碳固定；展望

中圖分類號S153.6文獻標識碼A文章編號 1007-5739（2011）11-0257-02

StudyandProspectofOrganicCarbonSequestrationinPaddySoils

ZHANG Hong-xiang 1XIAO Qun 2LI Xiao-jun 3 *WANG Shao-xian 4

（1 Hedong Agricultural Technology Extension Station of Qingyuan District in Ji′an City in Jiangxi Province，Ji′an Jiangxi 343009；2 Tianyu Town Economic Management Station of Qingyuan District in Ji′an City； 3 Qingyuan Agricultural Bureau in Ji′an City； 4 Zhejiang University）

AbstractSoil organic carbon（SOC）has been shown as one of the largest and most mobile carbon pools of the earth surface ecosystem. For the last decade，in China，increasing attention has been given to the SOC pool（especially in paddy soils）change in relation to the sink or source effect of air CO2，to the water quality，to the soil fertility，and to the dynamics under global change scenarios. In this paper，the issues of paddy soil carbon sequestration differences from dry land，organic carbon distribution，mechanism of soil carbon sequestration，its fertilization factor and prospect researches were discussed.

Key wordspaddy soil；organic carbon；carbon sequestration；prospect

土壤碳庫為地球表層系統中最大的碳儲庫。土壤中的有機碳庫與無機碳庫都是陸地生態系統重要的碳庫，對于溫室效應與全球氣候變化同樣有著重要的控制作用。全球土壤有機碳庫（SOC pool）達到1 500～2 000 Pg，是大氣碳庫750 Pg的2倍以上，是陸地生物量500～600 Pg的2~3倍；無機碳庫（SIC pool）也達700~1 000 Pg。但由于土壤無機碳存在更新周期，有資料表明為8 500多年，因此土壤有機碳庫在全球變化研究中顯得更為重要。1850―1995年，全球CO2釋放總量約為270 Pg C。其中，由于砍伐森林和土地利用方式的改變所造成CO2釋放量約達136 Pg C。全球每年因土壤呼吸作用釋放到大氣的總碳量約為68 Pg，全球每年因焚燒燃料釋放到大氣的碳遠低得多，僅為6 Pg。土壤貢獻于大氣CO2的年通量是燃燒化石燃料貢獻量的10倍。因此，土壤呼吸的變化能顯著地減緩或加劇大氣中CO2的數量，進而影響氣候變化。據估計，如果全球范圍內土壤有機質下降1%、2%、3%，將導致大氣CO2濃度分別增加5.0、12.5、20.0 mg/kg。在過去的 150年期間，由于土壤有機碳下降貢獻于大氣CO2濃度升高80 mg/kg的6%～25%[1]。

中國水稻土面積約3 000萬hm2，植稻有7 000年的歷史，水稻種植面積占世界水耕土面積的23%，占全國耕地總面積的25%。水耕土壤（廣義的水稻土）是特殊的人為濕地土壤，是自然土壤在人為水耕熟化過程中形成的，具中國特色。對中國土壤有機碳庫的統計表明，中國表層土壤有機碳庫約20 Pg，主要土壤類型之一是水稻土，為1.1 Pg，共有6個表層土壤有機碳庫在1.0 Pg以上。有機碳的積累是水稻土水耕熟化過程中的普遍趨勢。要使中國爭取更多溫室氣體排放量，進行稻田土壤有機碳監測尤為重要。20世紀80年代以來，中國大多數水稻土碳固定效應十分顯著，土壤有機碳庫呈現增長的趨勢[2]。因此，研究稻田土壤有機碳固定意義重大，為中國外交斡旋提供基礎。

1水稻土與旱作土固碳效益差異

中國大面積農業土壤保持有機碳的主要途徑之一是灌溉及其水耕熟化作用。據全國第二次土壤普查資料，中國水田土壤共3 000萬hm2，與旱地土壤相比，全國水田土壤有機碳含量普遍較高。據計算，水田保存表層碳密度是旱地土壤的137.7%，有機碳量達0.9 Pg。在長江中下游、華南、黃土高原和華北地區，有機碳固定最為顯著，我國灌溉農業的發展相當于增加有機碳固定達0.3 Pg。據江蘇省第二次土壤普查，水田土壤平均有機碳含量接近12 g/kg，而旱地土壤約6 g/kg。1949年時全省水田面積為93.47萬 hm2，1998年達266.97萬hm2，40年間的碳固定速率達到20 g/（m2?年），碳固定效應可達17 Tg。湖南省第二次土壤普查資料表明，旱地土壤與水田土壤的平均有機碳含量分別為10.22 g/kg和18.36 g/kg。同樣，江西省是南方土壤有機碳十分缺乏的省份，截至1980年，該省旱地削減到 46萬hm2，水田則發展到300萬hm2。水田土壤有機碳的平均含量達16.6 g/kg，旱地土壤為9 g/kg，不同母質起源的土壤中，水田土壤有機碳均顯著高于旱地土?；哪貐^土壤水分條件較差，但這種水田土壤的碳固定作用也十分明顯。甘一新干旱平原區資料表明，在引水灌溉和耕墾培肥后，不同荒漠土壤有機碳的升高幅度在1~3 g/kg。與普通灌淤土相比，寧夏植稻歷史較長的灌淤土的有機碳含量顯著較高。根據第二次全國土壤普查中面積、耕層厚度和容重等資料計算，中國灌溉農業下的水田土壤累計碳固定效應達0.22 Pg[3]。因此，水耕熟化作用可穩定和提高水田土壤中有機碳。

2稻田土壤有機碳的分布

土壤的有機碳剖面分布明顯存在差異，耕層以下土層的有機碳含量較上層低，耕層、犁底層等耕作活動層積累有機碳顯著。某些自然森林1m厚度的土壤碳庫儲存量較大，為20~30 kg/m2；與紅壤、白漿土等低產土壤相比，烏泥土、黃泥土和白土1m厚度的土壤碳庫儲存量分別為 11.72、9.88 、6.77 kg/m2，更高于江蘇省耕作土壤的SOC平均值[4]。

關于有機碳在團聚體的分布及其變化備受關注。土壤團聚體有機碳分配是土壤中的重要地球化學性質之一。對水稻土中有機碳團聚體分布的資料不多，對土壤團聚體有機碳分布的研究集中于旱地土壤、植被改變的土壤以及有機物料處理后的土壤。太湖地區土壤的團聚體及其有機碳含量分析結果如表1所示。由表1可知，往深層以0.02～0.25 mm的微團聚體為主，黃泥土耕層中0.25～2.00 mm和0.02～0.25 mm粒組含量相近，烏泥土、白土中0.25～2.00 mm粗砂級團聚體占50%以上。不同土壤團聚體粒級分異明顯?；幢卑诐{土中以0.02～0.25 mm粒組為主，大于0.02 mm的團聚體粒組占60%～80%。富含氧化鐵的江西紅壤團聚體粒組以0.25～2.00 mm粒組為主，黃泥土在全剖面中小于0.002 mm顆粒占30%左右，大于0.02 mm粒級的團聚體卻占70%左右，而檢測到的黏粒級團聚體甚微。白土的母質以粉砂（0.002～0.020 mm）為主，其次是0.02～0.20 mm粒級，約占全土 1/3。因此，肥力較高的太湖水稻土團聚體分布的特點是 0.02～0.25 mm微團聚集較多。

土壤有機質的主要性質之一是土壤有機質的活潑性，即有機質易氧化性，是土氣交換的主體部分。Blair等評價農業活動對自然土壤有機碳影響，將1/3 moL/L的 KMnO4可氧化碳的比例作為參數。可氧化SOC含量隨著KMnO4濃度的不同，浸提的差異較大。1/3 moL/L的 KMnO4可氧化66%，1/6 moL/L的KMnO4可氧化50%，1/30 moL/L的KMnO4可氧化浸提SOC占11%左右。Majumder等（2008年）用K2Cr2O7和H2SO4氧化SOC。

3稻田土壤碳固定的可能機制

20世紀70年代以來，對水稻土中有機碳的分布、含量及其微團聚體分配、有機―無機結合的性質與數量進行了較多研究[5]。最近對太湖地區3種水稻土的培養試驗表明，不同發生起源與土壤礦物組成的水稻土，其有機碳在升溫下的碳損失規律迥異，滲育型富晶質氧化高鐵的黃泥土的有機碳在升溫下仍然十分穩定，而沼澤起源與貧氧化鐵礦物的水稻土有機碳損失較快。近年的研究表明[6]，太湖地區黃泥土中新增加的有機碳主要固定在0.25～2.00 mm粒組的微團聚體中，提示不同粒徑團聚體中有機碳的組成與活潑性存在差異。土壤中氧化鐵是水稻土中活躍的化學成分，它通過水穩性團聚體的形成促進有機碳的復合，作為水稻土高度熟化標志的鱔血（一種有機氧化鐵絡合物）是否可以代表某種固定機制尚不得而知。水耕過程中土壤有機碳的增加還伴隨有機質的腐殖酸組成與結構的演變。最近的資料顯示，無論是江西紅壤起源的水稻土，還是西北灌淤土，水耕熟化過程HA/FA升高。對于水稻土中有機質的研究，過去較多是腐殖質的C/O、C/H和E4/E6的分析，認為水耕熟化過程中，腐殖質光密度降低、C/H減小而C/O提高，羧基含量降低。促進水稻土中有機碳的固定機制尚不清楚。對于相同類型的水稻土來說，運用重液區分法得到的有機碳復合量一般與全土有機碳呈線性相關，但復合度與有機碳含量無關，說明有機碳在水稻土中與不同物質的結合關系是復雜的。有機碳復合度在不同粒徑的團聚體中的分布因土壤類型與肥力狀況而異。但對于團聚體中有機碳的形態與化學結構、有機碳的化學活潑性的研究還很少，除了用G0、G1、G2等分組區分團聚體穩定性，用松結態、穩結態和緊結態區分結合程度外。對這種固定效應還無法僅用物理保護作用來解釋。何云峰等[7]提出采用不同的絡合浸提劑提取土壤中和不同黏土礦物結合的腐殖質，與不同酸性土壤用堿性焦磷酸鈉提取的結合態腐殖質的穩定性相似，可能意味著這些土壤的結合態腐殖質的化學特點類似，化學保護機制相同。水稻土有機碳固定是一個復雜的問題，不但必須要從有機碳的微團聚體分配及其與土壤礦物的結合方式進行研究，而且這需要現代分子水平的研究技術[7]，還必須從有機碳的化學結構與反應性（有機質組成與基團結構）的改變進行深入研究。

4稻田土壤有機碳固定的施肥影響

施用有機肥可使稻田土壤固定更多的碳，施用化肥也有一定影響。周萍等[8]研究了長期不同施肥處理（化肥與秸稈配施、化肥與豬糞配施、單施化肥和不施肥）下，水稻土總有機碳和顆粒態有機碳含量變化，指出不同的施肥處理主要影響耕層土壤的TOC（總有機碳 ）和POC（顆粒態有機碳）含量，化肥與豬糞配施處理，由于有機物質的輸入TOC和POC含量顯著高于其他3種處理，不施肥處理的POC含量顯著高于單施化肥和秸稈配施化肥。陳義等[9]對浙江?。ㄏ罗D第270頁）

（上接第258頁）

黃巖水稻土開展的26年長期施肥定位試驗表明，長期施用有機肥可以促使土壤有機質持續增長，增長幅度隨有機肥用量增加而增加。袁穎紅等[10]對江西紅壤性水稻土研究發現，長期施用無機肥、有機肥、無機肥與有機肥配施能顯著增加0.002～0.020 mm微團聚體的含量，而降低

5結語

對于稻田土壤有機碳的研究，提出以下展望。一是稻田土壤碳飽和。水田土壤有機碳含量普遍高于旱地土壤，固定碳更多。而王緒奎等[11]在研究近20年江蘇省環太湖稻田土壤有機碳動態特征后提出，該區土壤有機碳飽和。有待進一步研究如何提高稻田土壤固碳潛力切實可行的技術途徑，從而建立稻田土壤碳的新平衡。二是稻田土壤固碳機制。有機碳一般與土壤中的礦物顆粒結合，或形成有機無機復合體。但究竟是什么機制促進了水稻土中有機碳的固定尚不清楚。值得進一步深入研究[12-14]。三是稻田土壤固碳影響因素。施肥和耕作對稻田土壤固碳影響較大，并可較好調控。施用有機肥可顯著增加稻田土壤固碳量，施用化肥也有一定影響。以往著重于土壤有機質及肥力的研究很多[15-18]，現在研究碳在土壤中的固定及其對環境的影響成為熱點。頻繁耕作顯然提高了有機碳的氧化，不利于土壤固碳，歐美在旱地廣泛推廣免耕少耕，原因就在于此。但免耕使表層土壤緊實，不利于作物生長，主要還不能通過耕作將表層較多有機碳混入到較下層，從總量上看，可能也不利于土壤固碳。耕作對稻田土壤固碳影響還需研究[19]。

6參考文獻

[1] SHIMEL D S.Terrestrial ecosystem and the carbon cycle[J].Global Change Biology，1995（1）：77.

[2] 王樹濤，門明新，劉微，等.農田土壤固碳作用對溫室氣體減排的影響[J].生態環境，2007，16（6）：1775.

[3] 許信旺，潘根興.中國水稻土碳循環研究進展[J].生態環境，2005，14（6）：961-966.

[4] 李戀卿，潘根興，龔偉，等.太湖地區幾種水稻土的有機碳儲存及其分布特性[J].科技通報，2000，6（16）：421-426，432.

[5] 潘根興，李戀卿，張旭輝.土壤有機碳庫與全球變化研究的若干前沿問題――兼開展中國水稻土有機碳固定研究的建議[J].南京農業大學學報，2002，25（3）：100-109.

[6] 潘根興，李戀卿，龔偉，等.太湖地區幾種水稻土的有機碳儲存及其分布特性[J].科技通報，2000，16（6）：421-432.

[7] 何云峰，徐建民，侯惠珍，等.有機無機復合作用對紅壤團聚體組成及腐殖質穩定性的影響[J].浙江農業學報，1998，10（4）：197-200.

[8] 周萍，張旭輝，潘根興.長期不同施肥對太湖地區黃泥土總有機碳及顆粒態有機碳含量及深度分布的影響[J].植物營養與肥料學報，2006，12（6）：765-771.

[9] 陳義，吳春艷，水建國，等.長期施用有機肥對水稻土CO2釋放與固定的影響[J].中國農業科學，2005，38（12）：2468-2473.

[10] 袁穎紅，李輝信，黃欠如，等.不同施肥處理對紅壤性水稻土微團聚體有機碳匯的影響[J].生態學報，2004，24（12）：2961-2966.

[11] 王緒奎，張林錢，芮雯奕，等.近20年江蘇省環太湖稻田土壤碳氮及速效磷鉀含量的動態特征[J].江蘇農業科學，2007（6）：287-292.

[12] 周萍，潘根興，李戀卿，等.南方典型水稻土長期試驗下有機碳積累機制V.碳輸入與土壤碳固定[J].中國農業科學，2009，42（12）：4260-4268.

[13] 王樹濤，門明新，劉微，等.農田土壤固碳作用對溫室氣體減排的影響[J].生態環境，2007，16（6）：1775-1780.

[14] 段華平，牛永志，李鳳博，等.耕作方式和秸稈還田對直播稻產量及稻田土壤碳固定的影響[J].江蘇農業學報，2009，25（3）：706-708.

[15] 許信旺，潘根興，汪艷林，等.中國農田耕層土壤有機碳變化特征及控制因素[J].地理研究，2009（3）：601-612.

[16] 李星.UNEP報告：應向保護碳捕獲和碳存儲的自然生態系統投資[J].世界林業動態，2009（25）：2-3.

[17] 孟磊，漆智平，何秋香，等.海南水田土壤有機質分布規律及碳固定潛力[J].熱帶作物學報，2008，29（6）：757-761.

[18] 馬紅亮，朱建國，謝祖彬，等.大氣CO2濃度升高對陸地生態系統土壤固碳的可能影響[J].土壤通報，2008，39（5）：1184-1191.

篇5

關鍵詞：土壤酶；植物；土壤肥力

中圖分類號：X172文獻標識碼:A

前言

土壤是在各種自然因素和人類生產活動的直接影響下形成和發展的。它不僅是一個特殊的歷史自然體，一個復雜的多相體，同時是"類生物體"或稱為"特殊的有機體"?！?】尤其墾植多年的農業土壤，在其自身的物理、化學和生物等多種因素綜合作用下，發生極其復雜的變化。每一個小土塊是絕對不同于任何無生命的自然體，其中既存在動物、微生物，也存在其他活性。土壤中不間斷地進行著具有活組織特征的催化反應。一種微土壤成分--酶參與這種催化反應，使土壤有同生物體相似的活組織的代謝能力【1】。

1.土壤酶的定義

土壤酶是一類比較穩定的蛋白質。與一般蛋白質不同，酶具有特殊的催化能力，屬于一種生物催化劑。酶的催化能力比無機催化劑要大十幾倍、幾十倍乃至數百倍。酶參與土壤中的生物化學反應，并其有與環境的統一性【2】。酶活性能被某些物質激活，也能被某些物質抑制。與土壤成分牢固結合在一起的酶，可長期地積累在土壤之中，表現出一定的穩定性。微生物繁殖中產生的酶和未與土壤成分結合而處于游離狀態的酶，易在環境條件改變時鈍化。

2.土壤酶的來源

土壤酶是土壤的組分之一。關于土壤酶的來源問題，許多人做了大量研究工作。在早期的土壤酶學研究中，人們認為土壤酶來自土壤微生物【2】。土壤酶是土壤微生物釋放分泌的結果。隨著酶學測試技術的改進提高，其研究內容不斷向廣度深度發展。業已證明：土壤酶活性包括已積累于土壤中的酶活性，也包括正在增殖的微生物向土壤釋放的酶活性。酶活性既來源于微生物，也來源于其他有機組織〔即來自植物活體及其殘體，動物活體及其遺骸〕。高等植物根系的活動能促進土壤酶的積累。按土壤層次觀察，土壤酶與土壤生物量、植物根系分布狀況有關【12】。

3.土壤酶與植物的關系

土壤酶系統是土壤中生理活性最強的部分，生長植物的土壤具有較強的酶活性。由于植物種類有異，根系、微生物種群及數量不同，分泌的酶類有很大變化，現已沒有任何懷疑。植物的生活是以葉的光合作用和根的養分吸收為基礎的，而土壤養分變化與酶促作用有關，所以，土壤酶與植物生長之間必然存在內在聯系。主要表現在土壤有效養分的釋放與植物于物質積累的關系；酶活性對植物根系的依賴性；不問溫、濕度條件下，土壤生化過程強度與植物生育的協調性；土壤酶動態變化與土壤肥料的關系等方面。

作物的種類對土壤酶產生影響。曹成有,滕曉慧,陳家模,崔振波對在科爾沁地區采集小葉錦雞兒、樟子松、山竹巖黃芪和差巴嘎蒿這4種22年生固沙群落的土壤樣品中的酶活性進行分析，發現小葉錦雞兒對土壤生物活性的影響最大,其群落土壤中脲酶、磷酸單酯酶、蛋白酶、脫氫酶的活性均明顯高于其他幾種植物群落,表現出強大的改善沙土環境的能力,可作為優良的固沙植物材料在當地大面積推廣應用【4】。徐秋芳、劉力、洪月明對高低產毛竹林地土壤酶活性比較分析，發現高產竹林地土壤過氧化氫酶、脈酶、蛋白酶和蔗糖酶的活性都高于低產竹林地磷酸酶活性兩種類間無明顯不同【5】。

作物生育時會對土壤酶產生影響。中國農業科學院土壤肥料研究所(1953)的研究工作表明，種植冬小麥的褐土酶活性變化趨勢如下:小麥苗期到成熟期，蛋白酶活性、肌酶活性變化趨勢基本一致。越冬期與收獲后期酶活性最低，幼苗期活性稍高，返青期起氣溫升高，植株生較快。蛋白酶活性、脲酶活性迅速增強，最高都在三月內，從拔節到開花期均逐漸下降。蔗糖酶活性自幼苗期迅速上升后，從越冬到開花均處在較高的活性水平，小麥成熟期下降，以后稍有回升。表明冬小麥整個生育時期與土壤酶活性有密切的關系【6】。

土壤酶活性與作物生育的協調關系，是在一定的氣候條件下形成的。協調性通過土壤生化過程中的養分轉化表現出來。在作物生育盛期，如小麥拔節、開花期，大豆營養生長與生殖生長盛期，作物需要吸收較多的營養物質。此間，土壤酶活性顯著增強，相應的有效養分便隨之釋放出來，并出現一定的積累，而后又迅速降低。表明土壤酶促作用釋放的有效養分，不斷為作物吸收的 結果。關松蔭等對冬小麥不同生育時期潮土堿性磷酸酶活性與土壤磷素、脲酶活性與土壤氮素之間進行動態分析發現在作物生長旺盛時期需要更多養分，土壤生化過程活躍，可溶性養分及時釋放【7】。土壤中可溶性養分的積累，能保證作物干物質積累所需的物質和能量，這就是土壤酶活性與作物生育的協調性。

作物的生物學特性也會對土壤酶產生影響。同種作物對土壤酶活性影響差異較小，栽培不同種類作物，土壤酶活性存在明顯差異。一般認為，不問種類作物根分泌物，包括分泌酶的種類和數量有多有少。不僅作物的某些種，而且同種作物不同品種，對酶活性的影響也不相同。有人對種植放德薩-10玉米和種植莫斯科夫斯卡婭玉米的土壤脲酶活性進行比較，表明不同品種玉米對酶活性的影響，主要與根系重量有關。植物根系狀況能引起土壤微生物區系和酶活性發生重大變化，進而影響土壤物質轉化。因此可以看出，土壤酶活性與植物生物學特性之間存在一種依賴關系。

不同土壤利用狀況對土壤酶活性也產生影響。有植被覆蓋的土壤酶活性，明顯高于無植被覆蓋的休閑地酶活性。種植馬鈴薯和糖用甜菜、燕麥、草萄、馬豆和冬黑麥，生草灰化土淀粉酶活性比休閑地相應的酶活性高得多。同種土壤種植馬鈴薯的根際土壤淀粉酶比糖用甜菜的酶活性高。棕灰化土種植谷類作物、馬鈴薯或糖用甜，連續單作23年，蛋白酶、淀粉酶和堿性磷酸酶活性均比鄰近休閑地相應的酶活性為高(Beck，1975）。草地永久牧場比鄰近耕地淀粉酶活性高兩倍(Hofmann、Hoffmann，1955)。

不同種植方式對土壤酶活性的影響。(1)當季作物的作用：豆科作物與其他作物混播，常常引起土壤酶活性增強。三葉草與大麥、甜菜混播，比它們各自單獨種植時，土壤淀粉酶活性增加30％(Hoffmann，1959)?；一练N玉米時，淀粉酶活性比單種馬豆時的酶活性要高〔Hpoxnu等，1972)，一些作物單播，灰化土纖維素酶活性強弱順序是：玉米>小麥>馬鈴薯>三葉草。木聚糖酶活性強弱順序是：甜菜>小麥>馬鈴薯>亞麻。表明不同作物對酶類的貢獻是有差異的。(2)前季作物的作用：不僅當季作物影響土壤酶活也前季作物對土壤酶活性也有影響。前季為冬小麥和前季為黍的黑麥根際脲酶活性明顯不同，前者每克土為0.35mg NH3-N，后者為0.18mg NH3-N。黃棕壤不同前茬小麥各生育期，土壤脲酶活性基本服從下列順序：玉米+大豆＞大豆＞亞麻＞谷子＞玉米。表明豆科作物和禾本科作物混播，可為后茬作物提供良好的環境條件。在培肥土壤方面，豆科作物較禾本科作物有更大的貢獻。綠肥作物也可為后作創造較好的土壤生化條件【8】。

4.研究植物生長對土壤酶影響的意義

既然土壤酶活性與作物生育有較好的協調性，那么酶活性和土壤肥力之間是怎樣的關系呢？許多研究結果都回答了這個問題。Holmann提出將土壤酶活性作為衡量土壤的生物學活性和生產力的指標。周禮愷認為,將土壤酶活性的總體用于評價土壤的肥力水平時進行數量化分類是完全可能和可行的【1】。土壤酶活性與土壤肥力有很大的關系【9】。脲酶能分解有機物,促其水解成氨和二氧化碳【6】。蔗糖酶活性能反映土壤呼吸強度，酶促作用產物--葡萄糖是植物、微生物的營養源；蛋白酶能夠反映土壤有機氮轉化狀況，酶促作用產物--氨是植物氮素營養源之一；磷酸酶活性能夠表示土壤有機磷轉化狀況，酶促作用產物--有效磷是植物磷素營養源之一；過氧化氫酶和脫氫酶活性與土壤有機質的轉化速度有密切的關系；多酚氧化酶能夠反映土壤腐殖化狀況，酶促氧化產物--醌與土壤中的氨基酸縮合成胡敏酸分子【7】。纖維素分解酶可作為表征土壤碳素循環速度的重要指標。關松蔭等(1978)研究表明磷酸酶活性較強的土壤，是生產性能較好的土壤。黑壚土脲酶活性與玉米產量有密切關系，這一趨勢在無肥區表現尤為明顯(黃世緯，1981)。也有人觀察到水稻土蛋白酶活性與水稻產量之間有一定的平行關系(馬國瑞，1978)。多數研究者指出，土壤酶活性的變化，必然反映到土壤肥力上來，而且證明它們之間存在較好的相關性。酶活性狀況較好的土壤，土壤生化過程較活躍，生產性能也較好【1】。土壤過氧化氫酶、蔗糖酶、磷酸酶、誠碌酶、蛋白酶和多酚氧化酶活性之間關系及總體活性對評價土壤肥力水平有重要意義【10,11】。一般情況下,土壤濕度較大時,酶活性較高,但土壤過濕時,酶活性減弱,土壤含水量減少,酶活性也減弱。土壤空氣直接影響土壤酶活性,氧與脲酶活性有關。土壤有機質在各種酶的作用下,釋放出特定的植物養分,因此,酶活性不僅與土壤肥力狀況有關,而且與植物養分的有效性有關。如在真菌作用下,一些糖酶參與凋落物的分解,致使土壤中有效磷和有效氮增加。酸性磷酸酶活性與各種形態的土壤磷,酸性、堿性磷酸酶活性與小麥、三葉草根際中的有機磷均呈正相關。早在1926年,Waksman與Dubos就提出用土壤過氧化氫酶的活性作為土壤肥力指標。本世紀許多學者對酶活性與土壤肥力之間的關系作了大量研究,發現許多酶都表現出專屬性,因此應該用與土壤主要肥力因素有關的、分布最廣的酶活性的總體,而不是用個別的土壤酶活性表征土壤肥力水平【3】用土壤酶活性評價土壤肥力,是因為酶活性反映了土壤的綜合性狀,一種酶活性與多種土壤性狀相聯系,其中脲酶、磷酸酶、轉化酶更是如此,它們從本質上反映了土壤中氮、碳、磷、鉀的轉化強度,以及pH和通透性等多種狀態。同時酶活性是一種生物指標,它反映了生物的要求及其環境的適應能力。土壤酶活性不僅反映了土壤狀態,而且反映了土壤的動態變化。因此,土壤酶活性具有綜合性、生物性和動態性三個優點,作為土壤肥力指標是很有意義的。

參考文獻

[1]周禮愷.土壤酶學[M].北京:科學出版社,1987.118-159.

[2]關松萌.土壤酶及其研究法[M].北京:農業出版社,1986.

[3]趙之重．土壤酶與土壤肥力關系的研究[J]，青海大學學報，1998(3)，24-29.

[4]曹成有,滕曉慧,陳家模,崔振波. 不同固沙植物材料對土壤生物活性的影響[J]. 東北大學學報(自然科學版),2006(10):1157-1160.

[5]徐秋芳，劉力，洪月明.高低產毛竹林地土壤酶活性比較分析[J].竹子研究匯刊，1998(3):37-40

[6]中國農業科學院土壤肥料研究所．科學研究年報（N），1963.

[7]關松蔭等．土壤學報（N）1984(4)：68-81.

[8]劉凱，楊華球．土壤脲酶活性與土壤肥力的關系[J]，河南農林科技，1983(12)：8-10.

[9]He W.Relation between activity and fertility of soilson Shanxi province [J].Acta pedologna Sinnet，1997 (4):392-398.

[10]Parts, F.P. Soil Enzymes (Bums, R.G.ed) Llewis Publishers, Chelsea, USA, 1994, 93-97.

篇6

1材料和方法

1.1供試土壤與污染物供試土壤采自山東農業大學試驗田土壤,土壤類型為棕壤，取樣方法采用五點法，采集0~20cm耕作層土壤，室溫下風干混勻，過2mm篩，備用。按照文獻[34]測定土壤理化性質，見表1。三氯生標準品質量分數為99.5%(購自Sigma-Aldrich，USA)，溶于丙酮，配成5g/L儲備液，置于4℃冰箱保存；其它試劑均為分析純。

1.2實驗設計與處理稱取預培養好的土壤樣品適量，向土樣加入稀釋至不同濃度的三氯生丙酮溶液,使土樣中三氯生濃度分別為1、5、10、50、100mg/kg干土[29]，同時取一份加入相同量的丙酮作為對照，將土樣與三氯生充分混勻,通風2h使溶劑揮發完全，并調節土壤含水量為最大持水量的60%，置于培養箱中，25℃恒溫條件下避光培養,每2~3d補充水分，保持土樣含水量為最大持水量的60%。培養后第7天、14天、21天、28天、35天和42天時分別取土樣測定土壤脲酶和磷酸酶活性，第21天、28天、35天和42天時測定土壤過氧化氫酶活性，每個處理設3個重復。

1.3土壤酶活性測定方法脲酶活性的測定，用苯酚-次氯酸鈉比色法[35],于波長578nm處比色,單位為mgNH4+-N/(g•h)；酸性磷酸酶活性的測定，采用磷酸苯二鈉比色法[35],于波長410nm處比色,單位為酚mg/g，以風干土重。過氧化氫酶活性測定，采用滴定法，酶活性以單位土重消耗的0.02mol/L的高錳酸鉀毫升數表示[35]。

1.4統計分析所有檢測數據均重復3次,并用MicrosoftExcel2003進行平均值和標準方差運算,以（Mean±S）形式表示。

2結果與討論

2.1投加三氯生對土壤脲酶活性的影響脲酶在土壤中存在十分廣泛，是被深入研究的一種水解酶。脲酶與土壤中氮素轉化密切相關,與蛋白物質一起參與土壤氮素循環。脲酶的酶促反應產物是氨，是植物氮源的重要來源之一。控制土壤脲酶活性的意義在于脲酶能夠提高尿素氮肥的利用率，同時可以防止硝酸鹽及亞硝酸鹽的大量積累。三氯生對脲酶活性的影響狀況見圖1。由圖1可以看出：在開始階段（7d），與對照相比，不同濃度的三氯生對土壤脲酶活性起抑制作用，到21d時，脲酶活性趨于空白對照水平，隨后28d時，低濃度水平的三氯生(≤50mg/kg)激活脲酶活性，高濃度水平的三氯生(100mg/kg)抑制酶活性,35d以后，在三氯生作用下，土壤脲酶活性均被抑制，高濃度的抑制作用大于低濃度，三氯生濃度為100mg/kg時，抑制作用最強烈。個人護理品中消毒殺菌劑應用后對土壤脲酶活性的影響尚未見報道，作者推測造成本次實驗結果的原因可能是三氯生投加后，在培養初期抑制了部分較敏感的微生物，導致脲酶活性降低。而土壤酶活性從受抑制狀態又恢復到初始狀態，可能是三氯生的添加沒有對土壤生態環境造成不可逆的破壞，在土壤微生物適應了環境的改變后，又有新的最適微生物存活繁殖，維護了土壤生態環境的平衡[36],隨后土壤微生物適應了含有三氯生的環境后，脲酶活性有所增加，但在高濃度三氯生的持續作用下，多數土壤微生物產生明顯的抑制作用，使得微生物生物量減少，微生物正常代謝過程中具有酶促作用的有機物釋放量減少，導致脲酶活性被抑制。

2.2不同濃度三氯生對土壤酸性磷酸酶活性的影響狀況土壤磷酸酶酶促作用能加速土壤有機磷的脫磷速度，可以表征土壤磷素有效化強度。圖2表示不同濃度的三氯生對土壤酸性磷酸酶活性影響的趨勢。由圖2可知，與對照相比，三氯生對土壤酸性磷酸酶活性的影響,隨培養時間及污染物濃度水平的不同而不同。三氯生含量低于50mg/kg時，在培養的前4周，對土壤酸性磷酸酶活性有不同程度的激活作用，而在第5周時表現出抑制作用，最后又刺激酶活性。而濃度為100mg/kg時，三氯生對土壤酸性磷酸酶活性有不同程度的抑制作用。即在較高濃度三氯生條件下，酸性磷酸酶活性先抑制，大約在第3周由抑制變為激活，第4和第5周時又抑制，最后恢復到對照水平。因此，低濃度的三氯生刺激土壤酸性磷酸酶活性，濃度高達100mg/kg時，三氯生抑制土壤酸性磷酸酶活性，但培養的后期磷酸酶活性恢復到對照水平?？傮w來說,投加三氯生對土壤酸性磷酸酶活性影響不大,這與NatashaJ等[29]和Liu等[33]的研究結果相近。在黏土和砂土2種土壤中研究不同濃度的三氯生對酸性磷酸酶活性影響的結果表明[29]，三氯生的應用在砂土中刺激了酸性磷酸酶活性，而在黏土中對磷酸酶活性沒有影響，因此作者認為三氯生的影響作用與土壤類型有關，可能是土壤中微生物內在性質的不同決定了對三氯生的響應程度不同。但總體來說，2種土壤中三氯生的影響都不大。本研究中采用棕壤土，其理化性質與NatashaJ等[29]有很大不同，因此三氯生的影響也有所不同。Liu等[33]的研究同樣表明，磷酸酶活性先增加到最大值后又降低了，盡管總體是抑制效應，但在培養過程中一直在變化，與三氯生濃度間是非線性關系，且培養的最后酶活性有所恢復。本實驗在室內培養過程中，三氯生會發生降解，產生甲基三氯生[11]，因此在培養后期可能是甲基三氯生的毒性作用導致土壤中酸性磷酸酶活性降低，但由于甲基三氯生的容易吸附到土壤顆粒中，其生物可利用性降低，從而對土壤酶活性的抑制作用隨著培養時間逐漸減弱，直至培養后期酶活性逐漸恢復到空白水平。

2.3三氯生對土壤過氧化氫酶活性的影響過氧化氫酶是一種分布很廣泛的酶,它能促進過氧化氫對化合物的氧化作用,有利于防止它對生物體的毒害作用,其活性可以反映土壤呼吸強度,并與有機質含量、微生物數量等有關。不同濃度三氯生對土壤過氧化氫酶活性（以單位土重消耗的0.02mol/L的KMnO4溶液毫升數表示）影響狀況見圖3。如圖3所示，在培養初期(21d)，不同濃度的三氯生對土壤過氧化氫酶活性沒有影響，隨著培養時間的延長，低濃度三氯生作用下，過氧化氫酶活性先升高，此后下降到對照水平。三氯生濃度高于50mg/kg時，在35d時抑制了過氧化氫酶活性，到42d時，50mg/kg的三氯生作用下，過氧化氫酶活性恢復到對照水平，而100mg/kg的三氯生仍然抑制土壤酶活性，本研究結果與張麗珍等[37]的有所不同。張麗珍等[37]研究了另一種個人護理品中的殺菌劑-三氯卡班對土壤過氧化氫酶活性的影響，研究表明三氯卡班對土壤過氧化氫酶活性表現為先抑制后激活作用，與本實驗結果有所不同?？赡苁且驗楸緦嶒炛腥壬鷿舛?00mg/kg遠高于前者(70mg/kg)所致。本次實驗結果的可能原因是，過氧化氫屬于活性氧,對生物體有毒害作用,它在細胞代謝過程中不斷產生和消除,處于低水平的動態平衡。本實驗培養初期，三氯生的加入基本沒有破壞該平衡，但在28d時，低濃度三氯生的脅迫使過氧化氫的產生和消除間的平衡遭到破壞,導致過氧化氫的積累[38],這就刺激了過氧化氫酶的分泌以消除多余的過氧化氫,表現為酶活性的增強，而高濃度的三氯生可能會抑制土壤中的大部分微生物，使過氧化氫酶的產生受到抑制，濃度越高，這種抑制作用持續時間越長。

3結論

篇7

1濕地生態系統預警的必要性

濕地生態質量是濕地環境質量的核心。它是以生態學理論為基礎,從濕地生態系統層次上研究系統各組成、變化規律和相互間關系,以及人為作用下結構和功能的變化,從而評價濕地環境質量,因此濕地生態質量及其評價的綜合性極強。對濕地生態質量進行預警,也就是對濕地生態系統層面上的預警研究,具有重要的現實意義。

1.1濕地生態系統的整體性

濕地生態系統是陸地與水域之間相互作用形成的特殊綜合體,包括了所有的陸地淡水生態系統,如河流、湖泊、沼澤,以及陸地和海洋過渡地帶的濱海濕地生態系統,同時還包括海洋邊緣、部分咸水和半咸水水域,主要受地形、地質、土壤、水源、動物、植物、人類等因素的影響,應從整體上把握濕地結構、功能和變化,不能孤立地分析或研究以上因素[6]。濕地生態質量預警是對濕地生態系統各個成分進行綜合考慮,從整體上把握濕地的生態質量。

1.2濕地生態系統的復雜性

生態系統指“物理、化學和生物學成分,如土壤、水、植物、動物和營養物,以及它們之間的相互作用”[7]。濕地生態系統提供了復雜完備的動植物群落,具有極其復雜的生物多樣性。濕地生態系統是一個復雜的非線性動態過程,其內部各組成要素之間,以及各要素與外部環境之間是相互制約、相互作用的[8]。濕地生態系統構成要素發生作用的時空序列、影響強度和方向,以及它們之間的相互影響處于不斷變化之中,單個構成要素的變化也會引起其它相關要素的變化,從而導致系統整體的重大變動,這就使濕地生態系統更具復雜性。濕地生態系統內部的陸地生態系統與水域生態系統,以及濕地生態系統與其它生態系統之間持續不斷的進行著復雜的物質循環、能量流動和信息交換,從而維持系統的穩定,使濕地資源的價值得以持久、充分的體現,所以人們只有借助計算機系統才能對其復雜性有一個科學直觀的認識。

1.3濕地生態系統的敏感性與生態脆弱性

濕地水文、土壤、氣候相互作用,形成了濕地生態系統環境的主要因素。單個因素的改變會引起生態系統的變化,通常表現為對外界干擾的敏感性和受干擾后的不可恢復性,進而影響生物群落結構,引起濕地生態質量的變化。自然因素如洪水、干旱,以及人類活動如河流及地下水過度提取、水污染等嚴重影響了區域水文狀況,進而影響到土壤呼吸、有機質和海洋濕地鹽度等生態系統中的非生物因子,同時影響到濕地種群的組成和豐度、初級生產力、有機質累積以及營養物質循環,改變濕地結構和功能,導致生態質量下降。由于濕地生態系統的脆弱性,極易造成濕地生態質量降低。因此,必須建立濕地生態質量預警系統,及時預測和預報其動態變化,有效地維持濕地生態質量,使濕地生態系統得到健康運行。

1.4濕地生態系統調控的滯后性

由于濕地生態系統處在動態變化之中,人們開展了各種類型的動態監測,但都是在濕地生態質量退化發生之后才通過檢測結果得到認識并采取相應的治理措施,而此時的濕地生態系統結構和功能已經受到一定程度的破壞,利用效益降低,致使我國的濕地管理缺乏超前性和持久性。鑒于此,必須進行濕地生態質量的預警研究。通過研究掌握濕地生態質量變化狀況及其規律,預測一定時期內的變化方向與變化程度,采取適當措施進行調控,實現濕地生態系統調控的超前性,避免濕地退化,保障濕地資源的永續利用。

2濕地生態質量預警的意義

濕地生態質量預警就是在全面準確地把握區域濕地生態系統的運行狀況和變化規律的基礎上,對區域濕地生態質量的現狀和未來進行測度,預報不正常狀態的時空范圍和危險程度,提出防范措施。濕地生態質量預警理論闡明了濕地生態質量變化規律,為濕地資源的可持續利用與管理提供參考依據。管理者利用預警的超前性,可以及時掌握濕地生態質量的變化趨勢,不至于在警情爆發的情況下才采取補救措施,改變了濕地生態質量管理的滯后性。此外,濕地生態系統極其復雜,應借用一定的理論和方法對濕地生態質量進行全面的分析研究,把握濕地生態質量變化規律,以此為基礎進行科學的調控決策和生態質量預警,及時了解濕地生態質量狀況,進行科學管理,從而維持濕地生態過程的連續性、濕地生態系統結構的穩定性和功能的完整性。

3濕地生態質量預警的基本內容

3.1警義

警義即預警指標。選取預警指標時,既要結合我國不同區域的濕地狀況,同時也要考慮所選取指標的全面性、主導性、易變性、科學性和可操作性。本文采用張崢等在有關自然保護區生態評價理論的基礎上,建立了一套適合我國現狀的濕地生態質量評價指標體系(表1)。多樣性指標包括物種多樣性和生境類型多樣性[10],一般將鳥類作為濕地物種多樣性的考察對象;代表性指標是度量濕地生態系統的生物區系,群落結構與所在地理省或某一生態地理區域整個生態系統相似程度的指標,生態系統的代表性狀況需要全體物種加以反映;稀有性指標主要指濕地物種或生境等在自然界的存在數量[9],從而判斷其稀有程度;自然性指標主要由人類對濕地的干擾程度來衡量;適宜性指標主要由野生生物所生存和繁衍的濕地環境中的濕地面積、水質條件和植被覆蓋率等構成;生存威脅指標的穩定性指標反映了物種、群落、生態系統等對環境變化的內在敏感程度;人類威脅是指人類活動對濕地內生物、土壤、景觀等自然資源造成的危害情況,分為直接威脅和間接威脅[10]。#p#分頁標題#e#

3.2警情

警情是指事物發展過程中出現的極不正常的情況,也就是已經出現或將來可能出現的問題。警情是預警的前提。如濕地生態功能有較大幅度下降,就可認為出現了警情;濕地生態系統遭受自然和人類活動的破壞,導致濕地生態質量的下降,也可以認為出現了警情。濕地生態質量警情主要是指生態功能和利用效益的降低,也包括對濕地的盲目開墾和改造造成的我國天然濕地面積消減、功能下降、泥沙淤積日益嚴重等。

3.3警源

警源是指產生濕地生態質量系統警情的根源或源頭,可分為自然警源、外在警源和內在警源[11]。自然警源是指各種可引發自然災害從而對濕地生態質量造成破壞的自然因素,如洪澇、干旱、海水入侵等;外在警源是由濕地生態系統外輸入的警源,主要指在經濟利益驅使下不合理地開發利用濕地資源,導致濕地被破壞和退化的人類活動,過高的生產和生活資料價格會因人們的急功近利而加劇濕地退化;內在警源則是濕地生態系統自身的運行狀況及機制,包括對濕地資源的開發利用行為、濕地管理行為、濕地資源保護制度、濕地資源產權制度等因素。如對濕地資源產權的界定不清,會引發人們的一些短期行為;我國濕地占用成本相對較低,一定程度上導致濕地遭遇危機。對警源加以區分,可使人們在進行濕地生態質量預警的過程中,對自然警源和內在警源進行預測,而對外在警源只能從宏觀上加以把握,結合其發展規律,對預測結果做一個趨勢上的修正[11]。

3.4警兆

警兆是指警情爆發之前的一種預兆,是警源過渡到警情的中間狀態。濕地生態質量系統警兆包括景氣警兆和動向警兆。景氣警兆一般以實物運動為基礎,表示濕地生態質量某一方面的景氣程度[12]。如濕地生態系統中物種多樣性程度、植被覆蓋率、水質條件等均屬景氣警兆;而濕地生態系統內動植物資源的市場價格,人們的收入水平等這些并不直接表示濕地生態質量景氣程度的指標,均屬動向警兆。景氣警兆屬于內生變量,是濕地生態質量預警所能選取的指標;動向警兆屬外生變量,與濕地生態質量無直接關系,定性分析時可作為預測依據,定量分析時不作為預警指標。

3.5警度

警度是衡量濕地生態質量系統警情的大小程度。一般分為無警、輕警、中警、重警和巨警。不同指標的警度值域可能不一樣,或者同樣的值域、不同指標的警度則不一樣[12]。如對濕地生態系統內的魚類總量來說,減少幅度在5%—10%為輕警;而對于濕地總面積來說,則可能為中警乃至重警。

3.6確定預測模型

在濕地生態質量預警指標體系中,對部分難以直接預測的指標,在保證其客觀性的基礎上,可通過調查和專家模糊評價法獲得,而對于可以直接預測的預警指標,可以通過統計分析法中時間序列分析模型和回歸模型,以及灰色系統方法中的灰色預測模型來預測。時間序列分析法:該方法可采用下述指數平滑模型求得序列的平滑預測值:^yt+1=^yt+α(yt-^yt)(1)…………………………式中,^yt+1、^yt為預測值,yt為實際值,α稱為平滑常數。此式的物理意義在于預測值是前期實際值和預測值的加權和。其中,α的確定是按照優選法的規則,選擇不同的α代入模型計算預測值序列,以實際值和預測值的差的平方和最小為準則,確定α值?；貧w分析法:此法是基于多年的實測資料,運用最小二乘法原理建立由相關因素求得預警指標預測值的一類方法?；貧w模型可用下式表示:y=a+Σbixi(2)…………………………………式中,y為預警指標的預測值,a為常數,bi為回歸系數,xi為自變量的實測值。根據xi性質的不同和數量的多少,回歸分析模型可分成多項式回歸模型、數量化理論模型等?；疑A測法:GM(1,1)模型為該方法的基本算法,該類模型可用下式表示:^x(0)(t+1)=^x(1)(t+1)-^x(1)(t)(3)……………式中,^x(0)(t+1)為t+1年預警指標的預測值;^x(1)(t+1)為t+1年預警指標的累加生成模擬,^x(1)(t)為t年預警指標的預測值。

4濕地生態質量預警的基本思路及主要方法

濕地生態質量預警一般要經過確定警情、尋找警源、分析警兆、預報警度4個邏輯過程。濕地生態質量預警的技術流程見圖3。依據濕地生態質量預警機制及預警對象與方法相匹配原則,濕地生態質量預警的基本方法有:①黑色預警,即根據警情的時間序列波動規律進行直接預警。②黃色預警,即根據警兆進行預警。此預警方法結合濕地生態質量的自身特性和系統的要求進行預警,根據警兆的警級預報警度進行分析,是一種由內因或外因到結果的分析,是最常用的預警方法。③紅色預警,是依據警兆以及各種環境、人類活動因素進行估計。即在黃色預警的基礎上,結合實際情況進行預測,做到定量分析與定性分析相結合。④綠色預警,是借助于遙感技術,依據警情指標的態勢,特別是植被生長的綠色程度進行估計。⑤白色預警,是指基本掌握警因的條件下用計量技術進行預測[13]。此方法還不成熟,處于探索階段。