土壤碳素转化与温室气体排放.ppt

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1、第六章土壤碳素转化与温室气体排放,目录,一、引言二、土壤碳的组分与形态三、土壤碳素转化过程四、土壤温室气体排放,一、引言,工业革命前的1800年大气二氧化碳的浓度为280ml/m3（IPCC（国际气候变化委员会），1990），而1959年在美国夏威夷的Mauna Loa长期检测站发现大气二氧化碳的浓度为315ml/m3，此后二氧化碳的浓度持续增加，平均每年升高1.5ml/m3（IPCC，1995）2013年达到396.48ml/m3。大气二氧化碳的浓度持续增加导致全球气候变化，最终可能威胁到人类的生存。,碳循环,全球碳循环,地球表层系统碳库与碳循环,(1Pg=1015g),土壤及相关圈层碳库（

2、李学垣，土壤化学）,不同学者认为的土壤碳库量,土壤碳库是陆地生态系统中最大的碳库。土壤碳库包括土壤无机碳库（SICP）和土壤有机碳库（SOCP）有机碳库（1500Pg）、无机碳库（1000Pg）,约是大气碳和植被碳库的2.5倍（Schlesinger，1996）。有机碳库（1550Pg）、无机碳库（1750Pg）（李学垣，土壤化学）,土壤碳循环模式,最简单的陆地土壤碳循环模式：植物枯死后凋落于土壤表面，形成凋落物层，然后经腐殖质化作用，形成土壤有机碳，土壤有机碳经微生物分解产生二氧化碳，重新释放到大气中。,在干或湿环境下沉积的各种地上及地下掉落物参与碳循环的三个途径A直接成矿B根系的腐殖质过腐

3、殖化作用成矿C厌氧环境中释放出CH4，排至大气，植物呼吸释放CO2，淋溶其实作用固定在土壤中,土壤碳库,土壤是陆地生态系统最大的碳库，其碳储量相当于大气碳库和植物碳库的2-3倍。,有机碳库 土壤碳库的增加或减少取决于土壤有机碳 的输入和输出速率。,无机碳库,土壤有机库分解释放CO2进入土壤溶液转化为无机碳。,土壤无机碳库通过影响土壤团聚体的状况，微生物活性，土壤ph，有机质的分解速率，并进一步影响土壤有机碳库。,土壤碳的储存与输出,储存：A.植物及其根系的凋落，通过同化作用使碳储存在土壤有机碳中；B.土壤吸收大气中的CO2，主要有两种形式：1、土壤地球化学系统对CO2的吸收：高pH值、富钙化地

4、球化学环境下，SOCCO2HCO3-；干旱、半干旱地区碱性、富钙化地球化学环境下，SOCCO2HCO3CaCO3；2、土壤有机碳积累，即土壤碳饱和容量的实现。,输出：A.有机物和土壤微生物在短时间通过分解作用释放CO2.B.腐殖质经过10到100年时间分解作用释放CO2C.土壤中的木炭经过上千年的时间被侵蚀溶解，释放出CO2D.通过土壤呼吸作用释放到大气E.通过土壤水系统的移动，以DOC(Dissolved Organic Carbon)和HCO3形式自海洋沉积系统迁移，在干旱，半干旱条件下沉淀为土壤无机碳酸盐；F.植物根系生长过程中吸收土壤中的碳。,土壤对全球碳平衡的影响,土壤有机质是全球碳

5、平衡过程中非常重要的碳库。全球土壤有机质的总碳量在1415 1017g，大约是陆地生物总碳量（5.6 1017 g）的2.53倍。每年因土壤有机物质生物分解释放到大气的总碳量为68 1015g，全球每年因焚烧燃料释放到大气的碳仅为6 1015g，是土壤呼吸作用释放碳量的89%。,近150年大气CO2浓度增加幅度达到35%，其中土壤有机碳库是大气CO2浓度增加的最大贡献者。如果土壤停止向大气提供碳，大气中的CO2将在15年内全部耗尽。,土壤有机质的损失对地球自然环境具有重大影响。从全球来看，土壤有机C水平的不断下降，对全球气候变化的影响不亚于人类活动向大气排放的影响。,土壤碳贮量多，释放在大气中

6、的就少。土壤碳库有机质输入的减少，破坏了土壤有机质的物理保护，增强了腐殖质的矿化作用，使土壤呼吸增加，土壤C库储量降低，以CO2形式释放到大气中。,例如，在北极地区，由于常年低温寒冷，土壤有机质分解缓慢，使北极土壤成为巨大的碳库；同样，由于低温，从这个巨大碳库中释放到大气中的CO2量相对较少，使北极地区成为稳定大气CO2浓度急剧变化的重要因素之一.,自70年代开始，北极地区的气温显著上升，土壤呼吸速率增加。通过计算发现，北极土壤每年将向大气释放的CO2为6.8109t，这导致大气CO2浓度发生4.56.2的变化。,温室气体是导致全球变暖的重要因素。而温室气体一半来自土壤。据土壤最新报道：第十六

7、届国际土壤学会将土壤全球化问题作为当前环境问题的研究重点，把土壤作为温室气体源的主要方面进行研究，是土壤全球变化研究的新趋向。,二、土壤碳的形态与组分,（一）土壤有机质中的碳,C元素碳不是营养元素，但是有机体的重要组成成分，与生命活动密切相关。碳素是生态系统的生物圈、有机体中能量传递的运载体。在陆地圈（包括土壤）、生物圈、水圈和大气圈中有丰富的碳储量，它们共同构成了地球上的碳循环。,土壤有机质的碳,有机质：土壤中所含碳的有机物质土壤有机质基本组成元素是C、H、O、N，其中碳占52%-58%土壤C总量约占全球总碳量（除去地质圈中的不活泼C）的6.9%土壤碳贮量和碳通量对全球碳循环和碳平衡及全球变

8、化有重大影响。,3.碳循环,C是所有有集体内最普遍的元素，土壤里动物群和植物群所获得的大部分能量来自碳的氧化。因此，C的氧化物在不停地、大量地演化着。C在土壤之中及其外进行的各种各样、相互的变化称为碳循环。,碳循环主要是通过CO2来进行。生物（包括其他人和动物）吸入氧，使食物中摄取的碳进一步氧化，变成co2呼出。维持生命所需要的能量就是以这种方式进行。燃烧、木材腐烂以及土壤和其他有机物的分解，都与此相同。,（二）土壤碳的组分与形态,1.土壤有机碳（1）碳水化合物单糖纤维素半纤维素（2）木质素（3）含氮化合物（4）树脂、油脂、蜡质、单宁等疏水性有机物,（2）有机碳的形态新鲜的有机物半分解的有机物

9、腐殖质,（二）土壤碳的组分与形态,2.土壤无机碳（1）土壤无机碳的组分主要为CO2、HCO-3、CO2-3、碳酸盐（2）土壤无机碳存在的形态气态无机碳液态无机碳、固态无机碳,三、土壤碳素转化过程,三、土壤碳素转化过程,1.土壤有机碳的转化过程（1）有机碳的好氧分解碳水化合物含氮化合物脂类、木质素土壤腐殖质,简单有机化合物的分解和转化 Mineralization（矿质化)：指复杂的有机质在微生物的作用下，转化为简单的无机物的过程。土壤有机质因矿质化作用每年损失的量占土壤有机质总量的百分数称有机质的矿化率(mineralization percent)。矿化率一般在1%3%。,土壤中简单有机化合

10、物分解的难易顺序 单糖、淀粉和简单蛋白质 粗蛋白质 半纤维素 纤维素 脂肪、蜡质等 木质素,容易 难,好氧条件下的分解 微生物活动旺盛，分解作用快，分解最终产物位CO2和H2O，释放出矿质盐类（NH4+、NO3-、HPO42-、H2PO4-、SO42-等）。嫌氧条件下的分解 好氧微生物活动受到限制，分解作用慢又不彻底，土壤中积累有机酸、乙醇等中间产物；极厌氧条件下会产生CH4、H2等还原性气体。,含氮化合物Protein Amino acid NH4 NO3-N素 N素生物固定与有效化过程与有机物C/N比密切相关。C/N25时，产生N素生物固定 C/N25时，产生N素有效化。,简单碳水化合物

11、Carbohydrate Organic acid CO2H2O 在低温、嫌气条件下,有机酸变为CO2和H2O的过程受到阻碍,产生有机酸的累积,从而造成植物根系萎缩、腐烂。,脂肪、树脂、蜡质、单宁等 这类有机物的矿质化过程与碳水化合物基本相同，不同之点是在嫌气条件下产生多酚化合物，这是形成腐殖质的基本材料。木质素 木质素是芳香性聚合物，含碳量高，在土壤中真菌和放线菌作用下缓慢的转化，最终产物是CO2和H2O，但往往只有50%可形成最终产物，其余仅为降解产物，作为形成腐殖质的原始材料。,CO2的释放速率通常是衡量土壤有机质分解率和微生物活性的重要指标。,植物残体的分解和转化 植物残体主要包括植物

12、根、茎、叶的死亡组织。其中各类有机化合物的含量范围是：可溶性有机化合物 纤维素 半纤维素 蛋白质 木质素（糖分、氨基酸等）510%1560%1030%215%530%植物残体碳分为两个组分：易分解组分；难分解组分,植物残体在土壤中的分解和转化过程：第一阶段：可溶性有机化合物以及部分类似有机物进入土壤后的头几个月很快矿化。第二阶段：残留在土壤中的木质素、蜡质以及第一阶段未被矿化的植物残体碳相对缓慢分解。有机残体进入土壤经1年降解后，有机质的2/3以CO2的形式释放而损失，残留在土壤中的不足1/3。土壤微生物生物量 38%多糖、多糖醛酸苷、有机酸等非腐殖物质 38%腐殖物质 1030%,土壤腐殖物

13、质的分解和转化 第一阶段：腐殖质经过物理化学作用和生物降解，使其芳香结构核心与其复合的简单有机物分离，或是整个复合体解体。第二阶段：释放的简单有机物质被分解（矿化）和转化，酚类聚合物被氧化。第三阶段：脂肪酸(fatty acid)被分解，被释放的芳香族化合物（如酚类）参与新腐殖质的形成。,腐殖物质在土壤中很稳定，抗微生物分解能力很强，主要与其本身的化学结构及其与金属离子和粘土矿物之间的相互作用、团聚体内部的夹杂有关。它是一类以芳香化合物或其聚合物为核心，符合了其他类型有机物质的有机复合体。它与土壤中粘土矿物紧密结合，以有机无机复合体方式存在。能存在与蒙脱石、蛭石等膨胀型矿物的层间，不与微生物接

14、触。土壤腐殖质的年周转量为1.1%。,图4-1 有机质的分解与合成示意图,影响土壤有机质（SOM）分解和转化的因素,SOM 周转：有机物质进入土壤后由其一系列转化和矿化过程所构成的物质流通。Humification 腐殖化过程：简单复杂 Mineralization 矿质化过程：复杂简单周转时间：当土壤有机质水平处于稳定状态时，土壤中有机质流通量达到土壤有机质含量所需要的时间。SOM平衡：进入土壤中的有机质等于从土壤中损失的有机质的状态。,（1）温度 影响植物生长和微生物的分解。0以下，SOM分解速率很小；035 范围内，每升高10，SOM最大分解速率提高23倍；2535 下，微生物活动最旺盛

15、，利于SOM矿化分解。,（2）土壤水分和通气状况 好气：水少气多,氧气充足，微生物活动旺盛,SOM矿化分解,释放养分 嫌气：水多气少,氧气不足，微生物活动受抑制,氧化分解很慢;SOM腐殖化合成腐殖质 微生物活动最适湿度 田间持水量的60-80%。wetting and drying cycle(干湿交替)一方面增加土壤呼吸作用，破坏土壤结构体，利于SOM的矿质化分解；另一方面干燥时引起微生物死亡，又不利于SOM分解。,（3）植物残体的特性物理状态:多汁、幼嫩绿肥易于分解，磨细粉碎易于分解。有机物质C/N：大，不易分解；小，易于分解 一般耕作土壤表层有机质的C/N比在8:1到10:1之间，平均在

16、10:1到12:1之间。硫、磷等元素缺乏也会抑制土壤有机质分解 Priming effect(激发效应)：土壤中加入新鲜有机物质会促进土壤原有有机质的降解。激发效应可以是正、也可以是负。,（4）土壤特性 pH:中性条件下利于SOM分解 不同微生物要求不同pH范围，如多数细菌要6.57.5；放线菌中性到为碱性，真菌酸性到中性条件。质地:质地愈粘重，由于粘粒的吸附可减弱土壤酶、土壤微生物的活性，有机质不易分解，腐殖化系数愈高，愈难分解化合成腐殖质。（5）其它因素 如盐分过高会影响；某些重金属的毒害作用都会限制有机质转化。,（2）土壤有机碳分解的环境效应土壤有机碳较小的变幅能导致大气CO2和CH4浓

17、度较大的变动据估测，如果全球范围内有机质下降1%、2%和3%，那么将导致大气CO2浓度增加5、12.5和20mg/kg。形成陆地圈与大气圈的恶性循环（IPCC,2007）;土壤有机碳分解过多，土壤对有效水分及污染物的吸附量减少，导致污染物向下运移，地下水污染，同时对周围营养物质固持能力降低，水体富营养化（Gudson,1994）;土壤退化,2、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碳素,一部分以有机质形式贮存于土壤。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30005000Pg,有的估算值为2500Pg或7

18、003000Pg、12001600Pg;有的对1m土层内的估算值为1555Pg。但SOCP的范围可能是12001600Pg,为陆地植物碳库的23倍、全球大气碳库的2倍。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%。,土壤有机碳的分布,土壤有机碳在不同生态系统中和不同土壤类型中的分布是不同的，它取决于不同类型植被和土壤所占的面积和单位面积的土壤碳密度在计算土壤有机碳贮量时，最难准确定量的是不同类型的植被和土壤类型的面积。植被类型的划分是以植物

19、本身及其相关的环境条件为依据，而植被类型随时间和空间而变化，因此不同生态系统或亚系统之间不存在明显的界限，过度是渐变的.,不同生态系统土壤中的有机碳贮量,从植被类型上分，沙漠和热带疏林及稀树草原的面积比例较高，但土壤碳贮量的比例较小，而湿地与此相反。,由于土壤类型和植被类型之间并非一一对应，所以有关土壤有机碳在不同生态系统土壤中和不同类型土壤中贮量的报道之间难以比较。有机土的面积比例最低，但土壤有机碳贮量比例最高，而干旱土与之相反。,全球土壤中有机碳贮量,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

20、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的结果。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。,土壤有机碳密度的计算方法,土壤有机碳密度是由土壤有机碳含量（以重量为基础）、土壤容积和土体中2mm石砾的体积分数共同确定的。因此对于土壤有机碳含量为C（%），厚度为T（cm）、土壤容积为（g/cm3）、2mm石砾含量为（体积%）的某土层，其有机碳密度S

21、OC（kg C/m2）的计算公式如下：SOC=T*C*（1-%）/10如果某土层的厚度（剖面厚度）为d（cm），是有n层组成的，那么该土体的深度d的有机碳密度SOCd=Tn*n*Cn*（1-n%）/10,全球的一些植被带碳密度,中国一些土壤有机碳估算,缺点,上述估算方法在较大的空间尺度上较好的表征了土壤有机碳密度，但在相对较小的空间尺度上有明显的不足：如热带森林考虑的类型及数据量较少；无法考虑到土壤的性质，人类活动的影响等。在土壤有机碳密度的空间分布规律方面，传统的观念是热带土壤的有机碳浓度比温带土壤低，但也有研究表明热带土壤的有机碳含量至少与其对应的温带土壤相当或更高。,2.土壤无机碳的转化

22、,（1）土壤CO2形成与运动来源：有机碳分解、根系呼吸作用运动：与空气CO2进行对流和扩散作用，与水溶液存在化学平衡。,土壤碳酸盐的形成与迁移来源：发生性碳酸盐、岩生性碳酸盐迁移：SOC-CO2-SIC微碳循环系统土壤碳酸钙的富集机制：向下移动模式向上移动模式残积模式生物富集模式,影响土壤碳酸钙形成的因素降水对土壤碳酸钙的淀积具有决定性影响生物通过蒸散作用影响水中可溶性碳酸盐的迁移方向和速率，生物呼吸作用直接导致次生碳酸盐的形成。,土壤无机碳转化的环境效应土壤无机碳的源汇效应：土壤有机碳矿化作用产生大气CO2源效应;湿润气候条件下以SOC和HCO-形式注入海洋，干旱条件下形成无机碳酸盐碳酸盐影

23、响土壤碱性碳酸盐影响土壤PH缓冲性碳酸钙影响土壤养分的有效性碳酸钙影响土壤重金属元素毒性碳酸盐对生物的影响,3.土壤有机碳和无机碳关系,四、土壤温室气体排放,（一）土壤温室气体种类及影响因素,1、碳循环与大气CO2浓度 痕量气体占大气中空气的0.04%(体积分数),其中99%以上为CO2。陆地生态系统和海洋与大气的CO2交换量各占整个CO2循环总量的50%。土壤每年向大气释放的CO2为5076PgC,占陆地生态系统与大气间碳交换总量的2/3,约为大气碳库的1/10,比陆地生态系统初级生产净吸收的碳量大30%60%,也远远超过化石燃料燃烧每年向大气排放的5PgC。如果没有土壤呼吸(包括土壤生物呼

24、吸和植物根系及菌根的呼吸)产生CO2补充大气,大气中的CO215年将被耗尽。,(二)土壤温室气体产生机制与排放规律 1.温室气体日变化和年变化规律,引起CO2浓度升高的主要原因是土地利用的改变和燃烧化石燃料。控制气体交换的因素有温度、湿度、Eh和基质的有效性(C数量和质量)。,2、土壤CH4产生与排放机制 陆地生态系统与大气的气体交换除CO2外,还有CH4、N2O、NO、CO、H2S和S等痕量气体的交换。CH4的代谢比CO2复杂,土壤中既产生CH4,又消耗CH4。一般认为稻田和天然湿地是CH4 的主要排放源。在厌氧条件下，土壤微生物，如纤维分解菌、果胶分解菌和甲烷产生菌等协同作用，将土壤有机碳

25、逐步降解为单糖，单糖再分解成酸，进而形成甲烷。基本过程如下：,在好气条件下，CH4 又会被甲烷氧化菌所氧化，从而使土壤成为CH4 的汇。观测表明，稻田CH4 排放量只占CH4 产生量的很少一部分，大部分(约82%84%)在输送到大气前又被土壤微生物氧化。反应路径如下：,3.土壤N2O 的产生与排放机制,土壤N2O 的产生要经历一个复杂的物理、化学和生物学过程，主要是在微生物的参与下，通过硝化和反硝化作用完成的。在透气条件下，氨或铵盐通过微生物，如硝化微生物、亚硝化微生物等的作用，被氧化成硝酸盐和亚硝酸盐，这一过程称为硝化作用。硝化作用是好氧过程，广泛存在于土壤、水体和沉积物中。其反应过程如下：

26、,反硝化作用是在嫌气条件下，多种微生物将硝态氮还原成氮气（N2）和氧化氮（N2O、NO）的生化反应过程，结果造成土壤中氮元素以N2、N2O 和NO 的形态向大气逸失。其变化过程为：,（三）影响土壤温室气体产生与排放的因素,1.土壤微生物 土壤微生物量是指土壤中除植物根茬等残体且体积大于5103 m3的土壤动物以外的具有生命活动的有机物质的量，是表征不同生态系统土壤肥力的重要生物学指标，对土壤呼吸有相当大的影响。研究表明，土壤中微生物呼吸约占土壤总呼吸的50%左右。,土壤CH4排放的净含量大部分是甲烷产生菌和甲烷氧化菌相互作用的结果，研究表明，80%以上的CH4是通过微生物的活动产生的。,土壤湿

27、度,土壤温度 土壤温度升高可以加速土壤中有机质分解和微生物活性，从而增加土壤中温室气体的排放，温度对温室气体释放量的影响是通过多种途径起作用的。在一定范围内，土壤呼吸与土壤温度之间具有明显的正相关。温度较低时候，根系和土壤微生物的代谢活动主要受温度变化控制；温度较高时，温度将不再是限制因子。,土壤有机质 土壤活性有机碳是微生物生长的速效基质，其含量高低直接影响土壤微生物的活性，从而影响温室气体的排放 CO2 通量与有机碳含量、C/N 值呈正相关性 在三江平原沼泽湿地土壤中含有较高浓度的CO2 和CH4，且在1035 cm 土层浓度最高，与土壤有机碳、可溶性有机碳及氮素含量分布特征一致。产甲烷菌

28、需要速效碳源来激活，土壤活性有机碳的含量与CH4 产生量显著相关，活性有机碳含量高的土壤，淹水可以增加CH4生成量。,土壤pH 值土壤微生物活性的最适pH值一般为68，超出这个范围时，微生物活性会显著降低，从而使得温室气体的排放大幅度减少。大多数甲烷产生菌的活性以中性或稍碱性的环境最佳，而且对pH的变化非常敏感。酸性土壤中甲烷的产生量低于中性土壤4倍，在温带和亚北极的酸性泥炭土壤(pH3.56.3)中，甲烷产生菌的最佳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值是通过酸化累积过程导致土壤碳、氮以及其他养分元素含量的差异而

29、造成CO2和CH4的排放差异，因此pH值并不是造成土壤温室气体排放差异的直接原因。,农田耕作发现农耕深度和频度对温室气体的排放有明显的正相关性，大大促进CO2的排放。森林开垦成农田后，显著降低了土壤对CH4的吸收能力。旋耕和翻耕两种不同耕作制度对南方稻田CH4排放的影响。CH4排放在水稻耕作前期出现极大值，并呈逐渐减少趋势，在无稻全年休闲样地CH4排放通量最低。大要比耕地高得多。,氧化还原电位研究表明，只有当土壤Eh低于-100-150 mV时才会有CH4产生;,其他因素 影响土壤温室气体排放的其他因素还包括土壤质地、土壤孔隙度、植被覆盖(为气体排放提供通道，为微生物提供分解基质)和基质质量、

30、气温和降水、土地利用和扰动方式等。,（二）土壤温室气体大气通量的测量方法,1.箱法 箱法是目前最常用的方法，用来测量土壤和大气间微量气体交换通量，工作原理简单，用特制箱子罩在一定面积的下垫面上方，隔绝箱内外气体的交换，随时间的变化测定箱内温室气体，根据计算得出气体交换通量。主要分为3种类型：密闭式静态箱、密闭式动态箱和开放式动态箱。,密闭式静态箱又包括碱液吸收法和气相色谱法2种，碱液吸收法是用溶液吸收CO2，形成碳酸根，主要是NaOH或KOH溶液，吸收结束后进行滴定，计算出土壤在这一段时间内的CO2排放量。采样箱分为透明箱和暗箱2种。密闭式动态箱只是增加了气体的循环过程，具体测量原理与静态箱原

31、理相似。而开放式动态箱气体并不再回流，并且是通过计算箱入口和出口处气体浓度差异来确定气体的排放通量。箱内气体排放、吸收速率用通量的计算方法，即单位时间单位面积观测箱内该气体质量的变化，正值表示气体排放到大气，负值表示气体的吸收，用公式表示为：式中，F为气体通量(mgm-2h-1)，V为观测箱的容积(L)，V为观测时包围的土壤面积(m2)，H为采样箱露出沉积物大气界面的高度(m)，v/c为采样箱内气体浓度随时间的变化率(mgL-1h-1)。,2微气象学法 微气象学法包括空气动力学方法、涡度相关法、波文比能量平衡法等。（1）空气动力学方法。该方法认为，近地面层温度、水汽压和风速等各种物理属性的垂直

32、梯度，受大气传导性的制约，根据温度、湿度和风速的梯度及廓线方程，用不同的积分公式求解出农田上的蒸发潜热和显热通量。（2）涡度相关法。用特制的涡动通量仪直接测算下垫面显热和潜热的湍流脉动值，而求得植被腾发量的方法。其计算式为：式中：E为瞬时蒸发值；是空气密度；是垂直风速；q是湿度的瞬时脉动值。在计算时取它们乘积的半小时或长时间的平均值。,(3)波文比能量平衡法。以下垫面的水热交换为基础，在假定热量交换系数和水汽的湍流交换系数相等的情况下，根据相似理论引入波文比显热通量与潜热通量之比，并将微分化为差分后代入湿度常数系数，简化下垫面的能量平衡方程而求得植被腾发量的方法。,3土壤浓度廓线法 该法是指假

33、设土壤浓度均一，就可以通过测定土壤剖面不同深度的气体浓度来计算土壤与大气间的气体交换通量。土壤剖面温室气体浓度的测量方法主要有2类：土壤气体采样管和多层采样探头，但是无论哪一种，都必须先破坏土壤基质再进行管路或探头的埋设。,4同位素法 该法是指含有较轻原子(如12C)的化学键活化能较低，产物中C浓度会由于化学或生物酶反应增加，而反应基质中则是12C浓度增加，从而可以鉴定土壤中排放出来的CH4的量。由于在沉积物中氧化生成CH4，因此碳同位素比例上有很大不同，因此可通过实验测定土壤产生的CO2和CH4中的元素同位素组成。根据同样原理，也可用同位素15N鉴定N20。但N20含量较低，很难获得准确的分

34、析结果。,5.方法比较,密闭静态箱操作简单，目前应用比较广泛。但对观测有扰动，并且多种因素都会对气体交换通量的测量产生影响。而所有微气象法对观测下垫面都有极为严格的要求。从测量原理分析，土壤浓度廓线法可以获得真实的气体交换通量，但测量土壤剖面CO2浓度时，都必须先破坏土壤基质，采样过程中也同样会存在压差问题。而同位素法价格昂贵，难以广泛采用。综上所述，现有的测量方法没有哪一种是完美的。具体的方法比较见表1。具体的方法选择要根据实际情况决定。,6.温室气体通量测量方法应用与发展方向,(1)与遥感技术结合 近年来，新兴的遥感技术被逐渐应用在通量研究中，尤以Rs和GIS技术应用广泛。早在20世纪90

35、年代初，加拿大学者研究森林生态系统的碳库及其动态变化所用的就是GIS方法，取得了良好的效果，同时建立了气候变化和碳通量之间的关系模型。由于RS的连续动态监测能力和GIS的空间数据分析能力，使它们越来越多地被应用在通量研究中。,(2)与高精度仪器结合 测量仪器的精密、准确程度决定了气体通量测量的准确性。近年来新兴的技术有可调谐二极管激光吸收光谱技术和美国LICOR公司的LI-8150系统，其中前者为快速测定温室气体浓度提供了新的手段，可实现多种土壤温室气体同步观测，而后者则可实现多点测定。因此，高精度仪器的研发及其各项功能的拓展有助于获得更精确的碳通量研究结果，并进一步推动气体通量及其相关研究的

36、进程。,城市土壤碳循环与碳固持研究,世界上超过50%的人口生活在城市，预计2050 年城市人口将接近全球人口的70%，且新增城市人口主要在发展中国家，尽管城市用地面积不到陆地总面积的3%，未来城市用地的扩张速度远高于城市人口增长。,一、城市土壤定义及特征,1.城市土壤 城市土壤是指出现在城市和城郊地区，直接或间接受到人为影响，原有继承特性得到强度改变的土壤的总称，是一类具有高度时空异质性的人为土壤。,2.城市土壤碳库,城市土壤中含量比农业土壤和一些自然土壤中的有机碳含有机碳量高，是城市生态系统碳循环中重要的碳库之一。美国城市土壤有机碳密度约为（7.70.2)kg/m2，城市草坪土壤有机碳含量甚

37、至比美国部分森林的土壤高。Churkina估算美国包括城市及郊区在内的人类住区中土壤有机碳密度约为23-42 kg/m2，高于典型热带雨林，其总的碳贮存量约占全美国陆地碳储量的10%。,城市土壤有机碳的分布与距离城市中心的距离具有相关性；城市建成区内不同功能区间的土壤碳库特征表现出了较大的空间异质性，不同研究者报道的差异很大；城市土壤有机碳在垂直方向上分布不同于自然土壤的平缓递减规律，表现出非一致性降低的现象，深层往往含较多有机碳,在时间差异上，土壤碳贮存量随土壤形成时间增加而增长；城市化不仅改变土壤碳库的规模，而且改变了土壤有机质组成及土壤微生物碳的特性,3.城市土壤碳通量 城市土壤一般比农

38、业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复或推荐管理措施(RMPs)等手段以增加土壤中碳含量，这是应对全球变化的重要途径；城市土壤及地上植物所固持的碳虽不足以抵消城市的碳排放量，但对减缓碳排放有积极作用；,在人为作用占主导的各类因子复合影响下，城市化地区土壤的空间格局呈现为典型的土壤镶嵌体特征，即在不同功能区之间具有很大的时空异质性。城市土壤中有机碳含量比农业土壤以及一些自然土壤含量高，土壤呼吸量一般也比原有土地类型的呼吸值要大，且变化幅度很大;随着建成时间延长土壤碳累积现象明显、土壤呼吸量逐渐降低;在碳的组成特征上表现为，化学性质上稳定、具芳香结构的黑炭

39、含量较高，而微生物组成及活性差异很大。,二、城市化影响土壤碳循环的主要因素,1.土地利用/覆盖变化 城市化意味着越来越多的自然植被或农业用地被以不透水地面、绿化用地为主的城市用地类型所替代；土地利用或覆盖变化引起的土壤碳变化较为复杂；美国科林斯堡的研究表明，城市草坪表层土壤(0-15 cm)中的有机碳含量为(4.7580.272)kg/m2，比临近的矮草草原高65%，是农地土壤的2 倍，但浅层土壤中(15-30 cm)的有机碳含量差异不显著。,2.城市土壤中动植物及土壤管护措施 城市土壤和植物管护措施是影响碳循环的重要因素，这类人为活动对土壤碳库的影响往往超过自然变化影响。在干旱和半干旱地区，

40、如果没有灌溉、施肥等管护措施，许多绿地植物品种竞争不过当地物种，额外的灌溉水补充能使绿地土壤有更高的碳累积量;而湿润地区城市草坪有机碳累积与自然土壤相近。,3.城市小气候 城市地区的温度总体高于郊区，且这种差异随城市规模扩大有增加的趋势,美国巴尔的摩的研究表明，城市森林比郊区森林样地的年平均气温高约2.1时，城郊土壤温度相差约0.7.城市化引起城市地区降雨和水文格局的改变，也会对碳通量产生影响，特别是在干旱和半干旱地区，降雨和灌溉引起的水分变化对生物生产量、土壤呼吸和土壤有机碳的影响超过温度的影响。,4.大气环境 城市大气环境中的SO2、CO2、NOx及气溶胶等污染物浓度明显高于农村地区，对碳

41、的地球化学循环产生直接或间接的影响，如城市土壤中难降解类黑炭成分的增加，与大气污染关系密。,5.土壤污染 不同来源的有机物质的填埋、施肥过程不仅直接导致城市土壤有机碳含量增加,且通常增加城市土壤中重金属元素含量、提高了土壤pH 值，进而影响土壤微生物的生命活动，改变其对土壤中氮、碳的消耗量和消耗速度，导致养分循环能力的变化，最终影响土壤碳库的规模与动态。城市绿地中土壤重金属含量与微生物酶活性、微生物碳量及土壤呼吸呈负相关关系。在碱性土壤中，高浓度的溶解酚类限制了水解酶的活性，削弱了溶解性有机碳的降解，进而促进碱性土壤中碳的累积。,四、研究展望,需要开展长期、系统的城市土壤碳循环监测；需要进一步深入研究城市土壤碳循环机制需要创新城市土壤碳循环研究研究范式和方法；结合城市景观规划与设计，强化城市土壤碳管理；,作业,通过文献查阅，以某类土壤为例分析温室气体排放的规律及影响因素。,