土壤呼吸的意义范文

导语：如何才能写好一篇土壤呼吸的意义，这就需要搜集整理更多的资料和文献，欢迎阅读由公务员之家整理的十篇范文，供你借鉴。

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关键词：土壤呼吸；干旱半干旱区；环境因素；灌木群落；研究展望

中图分类号：S154 文献标识码：A DOI：10.11974/nyyjs.20161033219

前言

以全球气候变暖为主题的气候变化已经得到了人们的广泛关注，而对与其有着密切联系的碳循环机制展开研究已经成为当前生态学家的研究重点内容。土壤呼吸作为陆地碳循环中的重要组成，是将土壤碳输送至大气中的主要途径。

1 土壤呼吸概述

土壤呼吸是指土壤中二氧化碳随着浓度梯度的不同，由土壤内部不断向大气中进行扩散的过程，二氧化碳是由微生物呼吸以及根系呼吸所产生，可以在一定程度上对微生物活性以及土壤的物质代谢能力有所反应，同时也是土壤质量和肥力的重要指标。该指标和土壤的湿度、结构、温度、质地、植被生物量等有着密切关系。而干旱地区降水稀少、植被覆盖率低、土壤肥力低，因此土壤呼吸强度和变化规律主要受到水分和土壤碳源等的限制[1]。

2 非生物因子

影响土壤呼吸的非生物因子主要包括温度、土壤水分、降水以及土壤质地和有机质等。其中温度作为调节与控制众多生态学过程一个重要因素，同时也是对土壤呼吸有着决定性的影响因子。通过大量的研究结果表明，在一定的温度条件内，土壤温度和呼吸强度存在明显的正相关，而且温度是与其他因子一同作用于土壤呼吸。土壤水分则是对二氧化碳通量有所影响的重要因素，对与土壤呼吸有着紧密联系的植被生长、根系的分布以及微生物活性等起着控制作用，大量的研究结果显示，土壤呼吸由于水分造成的影响有着不确定性和复杂性，生态系统的不同直接导致土壤水分和呼吸间存在着不相关、正相关以及负相关关系。目前，温度和水分协同作用也得到了愈来愈多的重视，在较干旱区域，土壤呼吸通常受到水分与温度的共同作用。诸多研究结果显示，干旱半干旱生态系统，即便是极少的降水也会对土壤生化造成极大的影响，降水可以对土壤中微生物活性产生极大的促进作用，从而使土壤呼吸速率得到极大的提高。在土壤和大气间的碳循环中，有机质分解和植被呼吸产生的碳是支撑该系统碳循环主要的变量，研究结果显示，土壤呼吸和土壤组成有着密切关系，不同有机质成分对土壤呼吸有着明显的不同[2]。

3 生物因子

植物光合作用会促进土壤呼吸，植被生物量和土壤呼吸呈现密切的正相关，光合作用是进行碳储存与循环控制的重要因素。土壤微生物受环境影响较大，外界环境的微小变化对微生物在数量与活性上均会造成极大的改变，而且温度和水分也会对微生物活性造成很大的影响。叶面积指数作为显示植被光合能力的一个重要的指标，其和土壤呼吸有着极为密切的关系，二氧化碳日通量平均值和叶面积指数以及生物量变化趋势呈现一致性，并存在着明显的正相关。此外，草地生态系统内存在的凋落物具有缓解土壤二氧化碳排放的作用[3]。

4 结语

综上所述，通过对土壤呼吸的影响因素加以分析，可以对全球气候变暖的控制有所帮助，对今后改善气候环境有着极为重要的意义。而干旱半干旱区又是陆地生态中极为重要的组成部分，占据着陆地表面面积的40%以上，同时，干旱半干旱区还是一种极为脆弱的生态环境，通过研究干旱半干旱土壤呼吸对气候变化机制的影响，以及对碳元素收支平衡的估计，可以更加清楚地了解碳元素在生态系统中的循环过程，同时对揭示失踪碳汇的疑问也有着极为重要的帮助作用。

参考文献

[1]邹慧，高光耀，傅伯杰.干旱半干旱草地生态系统与土壤水分关系研究进展[J].生态学报，2016，11（11）：3127-3136.

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1．1试验区概况

试验区位于河北省深州市太古庄乡高赵圈村（N38°01′，E115°32′），属典型海河低平原区，是“十二五”国家粮食丰产科技工程核心试验区。土壤为粘性壤土，180cm土体不同层次容重为1．3～1．6g／cm3；耕层全氮含量1．2g／kg，碱解氮含量66．7mg／kg，速效磷含量24．1mg／kg，速效钾含量122．4mg／kg，有机质含量14．7g／kg，盐分质量分数1．1g／kg。2011－2012年小麦生长季降雨62．8mm，2012－2013年小麦生长季降雨量122．2mm。

1．2试验设计

2011－2013年冬小麦生长季进行，共设旋耕（RT）、深松（SRT）、深耕（MRT）3种耕作方式处理，每处理3次重复，小区面积60m2，随机区组设计：（1）旋耕，前茬玉米秸秆全部粉碎还田撒施底肥1GN－180型大型旋耕机旋耕2遍（深度15cm）耙地2遍机播。（2）深松，前茬玉米秸秆全部粉碎还田撒施底肥2FS型深松旋耕一体机作业1遍（深松深度30cm，旋耕深度15cm）耙地2遍机播。（3）深耕，前茬玉米秸秆全部粉碎还田撒施底肥1L－525铧式犁耕翻（深度20cm）旋耕机旋耕1遍（深度15cm）耙地2遍机播。供试小麦品种为良星99（冀审麦2004007号）。播前底肥施纯氮240kg／hm2，P2O5112．5kg／hm2，K2O112．5kg／hm2，小麦10月10日趁墒播种，基本苗密度为3．15×106株／hm2，2个年度均只在春季灌水2次，每次灌量82．5mm，时间分别为2012年4月6日和5月1日、2013年4月7日和5月2日，随春季第1次灌水追施纯氮135kg／hm2，6月15日收获。

1．3试验方法

10月15日开始，每隔1个月，分0－5cm，5－10cm，10－20cm，20－30cm，30－40cm5个层次采集原状土样，采用环刀法［7］测定土壤容重，计算0－10cm，10－20cm和20－40cm土层平均容重。土壤总孔隙度计算公式为：Rt＝（1－RS／DS）×100。式中：Rt为总孔隙度（％）；RS为容重（g／cm3）；DS为比重（g／cm3）。于冬小麦播前和收获后，按五点取样法采集土样，用平板表面涂抹法对样品中的真菌、细菌和放线菌进行分离计数。分离真菌采用马丁氏培养基，每10ml培养基加入0．03％链霉素溶液1ml（含链霉素30μg／ml）；分离细菌采用牛肉膏蛋白胨培养基；分离放线菌采用高氏Ⅰ号培养基。其中马丁氏培养基和高氏Ⅰ号培养基平皿倒置于28℃培养箱中培养4d计数；牛肉膏蛋白胨培养基平皿倒置于37℃培养箱中培养3d计数。在播种－返青、返青－抽穗、抽穗－成熟期3个阶段，按五点取样法采集土壤样品，每阶段采集3次，测定相关酶活性、养分和有机碳含量。土壤碱解氮测定采用碱解扩散法，速效磷测定采用碳酸氢钠浸提－钼锑抗比色法，速效钾测定采用乙酸铵浸提－火焰光度法，有机质测定采用重铬酸钾容量法－磷酸浴法［1］；土壤脲酶（UE）活性测定采用靛酚比色法，碱性磷酸酶（ALP）活性采用磷酸苯二钠比色法，过氧化氢酶（CAT）活性采用高锰酸钾滴定法［8］，土壤多酚氧化酶（PPO）活性采用邻苯三酚比色法［9］；土壤有机碳（SOC）含量测定采用重铬酸钾容量法；土壤微生物量碳（SMBC）含量测定采用氯仿熏蒸－K2SO4浸提法，SMBC＝Ec／KEC。式中：Ec为熏蒸和未熏蒸土壤K2SO4浸提液的碳含量差值（mg／kg）；KEC为转换系数，取值0．38［10－11］。土壤呼吸速率测定采用动态密闭气室法［12］，测定仪器为Li－6400（Licor，USA）。土壤含水量采用德国IMKO公司生产的TRIME－PICO型便携式水分测定仪（TDR）测定。土壤温度测定采用HL20型自动气象数据采集器（锦州阳光气象仪器公司生产）。每小区布设8个温度感应器，感应器埋深10cm。播种后，间隔5～7d测定1次0－180cm土层体积含水量，每20cm测定1次，雨后加测；温度采集器采集周期设定为1h。

1．4数据统计分析

对2011－2013年2个生长季试验数据进行巴特勒检验（Bartletttest），趋势相同数据取平均值分析。相关数据统计分析采用SPSS12．0和DPS7．05软件；用Excel2010软件作图。

2结果与分析

2．1不同耕作方式下土壤容重与孔隙度

播种至11月上旬各处理0－10cm土层呈现容重大幅度上升、孔隙度明显下降趋势。11月中旬到次年3月中旬，各处理土壤容重缓慢下降、孔隙度则缓慢上升。播种至4月上旬灌溉春一水前，旋耕、深松和深耕处理容重分别上升6．1％，5．2％和7．3％，孔隙度分别下降4．8％，4．1％和5．3％。此阶段，深耕处理容重最低，孔隙度最大，深松处理和旋耕处理无显著差异。春季灌水和降雨的叠加效应是各处理土壤容重均出现大幅度上升，总孔隙度大幅下降。通过回归模拟，春一水灌溉后30d，旋耕、深松和深耕处理容重分别上升7．4％，6．6％和8．5％，总孔隙度分别下降6．5％，5．8％和7％。5月份以后，各处理物理性状基本趋于稳定，至成熟期处理间差异不显著。10－20cm土层各处理容重与孔隙度变化趋势与0－10cm相似，但变化幅度较小。在该层深松和深耕处理总孔隙度显著高于旋耕处理，而容重则低于旋耕处理。20－40cm土层，通过多元方程模拟发现，土壤总孔隙度随时间推移缓慢下降，容重则缓慢升高。播种至灌溉春二水，深松处理孔隙度最高，容重最低。随后深处理间差异逐步缩小，至生长季结束差异不显著。进一步分析图1发现，灌溉春二水后，0－20cm土层各处理容重出现小幅下降，孔隙度小幅提高。推测可能与土壤温度升高加速玉米秸秆腐解有关。

2．2不同土壤耕作方式下土壤水热状况和呼吸速率

2．2．1土壤水分状况由图2可知，播种至返青期，40cm以上土层，旋耕处理含水量最高，为23．8％，分别比深松和深耕处理高3．9％和8．2％；40－80cm土层，深松处理含水量最高，为26．3％，分别比旋耕和深耕处理高10．5％和4．0％。返青至抽穗期，0－20cm土层含水量表现为旋耕＞深松＞深耕，20－100cm土层深松处理含水量最高，为25．7％，旋耕和深耕处理分别为24．2％和23．4％；各处理100cm以下土层含水量无显著差异。抽穗至成熟期，2011－2012年各处理0－20cm土壤含水量差异不明显，20－120cm土层深松处理含水量显著高于另两处理。2012－2013年，20－120cm土壤含水量变化规律与上一年度相似，但旋耕处理0－20cm土壤含水量明显较高，可能与当年小麦开花后降雨量较多（46．6mm）有关。2．2．2土壤呼吸速率及其与10cm地温的相关性土壤呼吸是土壤碳库向大气碳库输入碳的主要途径，土壤碳库的变化将对大气圈CO2浓度产生明显影响。由图3可知，小麦越冬前，深耕处理土壤呼吸速率最高，峰值为2．9μmolCO2／（m2·s），分别比深松和免耕处理高5．5％和11．5％。越冬期各处理土壤呼吸速率均快速下降，处理间差异不显著。返青后各处理土壤呼吸速率均快速上升，至孕穗期均达到第二个峰值，此时深耕处理最高为3μmolCO2／（m2·s），比深松和免耕处理分别高7．1％和11．1％。另外，土壤不同耕作方式也明显影响到麦田土壤温度。小麦播种至越冬，旋耕处理10cm土壤平均温度为9．2℃，深松和深耕处理分别为8．9℃和8．3℃。越冬期，旋耕、深松和深耕处理土壤温度分别下降10．7，10．7，10．9℃。返青后深耕处理上升最快，深松处理其次，旋耕处理相对平缓。拔节至成熟期，深耕处理10cm土壤平均温度为23．6℃和22．3℃，分别比旋耕处理高5．8％和2．8％。说明深耕和深松均有利于提高春季地温。另外，通过对不同耕作方式下麦田10cm深度土壤平均温度与土壤呼吸速率进行Pearson相关性分析（表1）发现，土壤呼吸速率与地温呈显著正相关。

2．3不同耕作方式对麦田土壤酶活性的影响

土壤酶是土壤生物过程的主要调节者，参与土壤环境的一切生化过程，与有机物质分解、营养物质循环等密切相关。由表2可知：①0－10cm土层，抽穗前不同处理麦田土壤脲酶（UE）和过氧化氢酶（CAT）活性均无显著差异，抽穗后深松处理UE和CAT活性上升较快，并均显著高于旋耕和深耕处理；10－20cm土层，返青前各处理UE和CAT活性差异不显著，返青后处理间差异扩大，深松处理UE和CAT活性最高，分别为0．3mg／（g·d）和2．99ml／（g·h）；20－40cm土层，返青前各处理UE和CAT活性无显著差异，返青后深松处理2种酶活性均显著高于其他处理。②0－10cm土层，小麦播种至抽穗阶段，免耕和深耕处理土壤碱性磷酸酶（ALP）较高。抽穗后，深松处理土壤ALP活性明显提高，为36．3g／kg，分别是旋耕处理和深耕处理的1．17倍和1．18倍。③10－20cm土层，小麦抽穗前深耕处理土壤多酚氧化酶（PPO）活性分别比免耕和深松处理提高78．9％和43．2％；抽穗后，深松处理土壤PPO活性最高，并显著高于其他处理；20－40cm土层，小麦抽穗前各处理PPO活性无显著差异，抽穗后深松处理PPO活性最高，分别比旋耕和深耕处理高78．6％和19．0％。

2．4不同耕作方式对麦田土壤养分的影响

0－10cm土层，旋耕处理碱解氮含量在小麦抽穗前较高，深耕处理则是在抽穗后较高。10－20cm和20－40cm土层，深松处理碱解氮含量始终最低，抽穗期仅为52．3mg／kg，分别为免耕和深耕处理的92％和79％；全生育期平均为46．1mg／kg，分别为免耕和深耕处理的77．1％和81．6％。0－10cm土层，旋耕处理速效磷含量最高，有“表层聚集”现象，全生育期平均含量37mg／kg，分别是深松和深耕处理的1．15倍和1．29倍；10－20cm土层，抽穗前旋耕处理速效磷含量最高；抽穗后处理间差异不显著；20－40cm土层，深松处理速效磷含量最高。0－10cm土层，小麦抽穗前，旋耕处理土壤速效钾含量最高，为106mg／kg，分别是深松处理和深耕处理的1．26倍和1．22倍；抽穗后，深耕处理土壤速效钾含量最高。10－20cm土层，抽穗前，旋耕处理速效钾含量也最高，抽穗后各处理无显著差异。20－40cm土层，深松处理速效钾含量最高。0－10cm和10－20cm土层，返青至抽穗阶段，深耕处理有机质含量较高，其他时期各处理无显著差异。20－40cm土层中，返青前旋耕处理有机质含量较高，深松处和深耕处理无显著差异。返青后深松处理有机质含量为12．28mg／kg，分别比深松和深耕处理高80％和74．6％。

2．5不同耕作方式对麦田土壤微生物与有机碳的影响

2．5．1真菌、细菌和放线菌数量由表4可知：①旋耕处理各层土壤真菌数量均呈下降趋势，深松处理土壤真菌数量在各土层均为上升趋势，而深耕处理则在0－20cm土层表现为下降，在20－40cm土层上升。2个生长季深松处理土壤真菌数量平均增加69．9％。②旋耕处理土壤中细菌数量在0－20cm土层中表现为增加，而在20－40cm土层中则下降，深耕处理与旋耕处理相反。深松处理土壤细菌数量在各土层均表现为上升。2个生长季深松处理细菌数量平均增加91．1％。③0－40cm土层，各处理放线菌数量均呈下降趋势。其中，深耕处理放线菌数量下降最明显，全生长季平均下降31．5％。2．5．2土壤SMBC和SOC含量微生物量碳（SMBC）对土壤扰动非常敏感，可反映土壤养分状况、生物活性和微生物数量。由表5可知，0－10cm土层，深耕处理SMBC含量最低，为134．5mg／kg，分别均相当于旋耕处理的84．9％。10－20cm土层，小麦播种至返青阶段，深松处理SMBC含量最高；返青至抽穗阶段，旋耕处理SMBC含量最高。深耕处理SMBC含量始终最低，全生育期平均仅为176．3mg／kg，分别仅相当于旋耕处理和深松处理的77．7％和73．9％。这可能与深耕对土壤扰动大，土壤团聚体遭破坏，土壤呼吸速率和能量消耗加快有关。20－40cm土层，小麦抽穗期前，SMBC含量为旋耕处理＞深耕处理＞深松处理；抽穗后，深松和深耕处理无显著差异，但均显著高于旋耕处理。总有机碳（SOC）是表征土壤肥力的重要指标之一，影响着土壤渗透、抗蚀、持水和养分循环，协调土壤水、肥、气、热等［13］。0－10cm土层，深耕处理SOC含量最低，全生育期平均为9．4g／kg，分别相当于旋耕和深松处理的91．9％和91．0％。10－20cm土层中，返青前，旋耕处理依然最高。返青后，深松和深耕处理SOC含量则呈明显增长趋势。20－40cm土层中，返青前，旋耕处理SOC含量最高；返青后，深松处理SOC含量最高，为19．2g／kg，分别是旋耕处理和深耕处理的1．75倍和1．22倍。2．6不同耕作方式对小麦产量和水肥利用的影响由表6可知，2个生长季深耕和旋耕处理总耗水量均较高，分别为430．3mm和430．9mm，深松处理仅为409．4mm，比旋耕和深耕节水6％；深松处理产量最高，平均为8550．0kg／hm2，分别比旋耕和深耕处理分别提高15．4％和6．9％，水分利用效率分别高22．7％和13．7％；深松处理N、P、K肥料偏生产力最高，其中N肥平均偏生产力为22．8kg／kg，分别比旋耕和深松处理高15．2％和6．5％。

3讨论

3．1耕作方式改变对麦田土壤物理性状与水热状况的影响

物理结构、储供水和热量循环能力是耕地质量的重要表征。研究显示，长期单一的土壤耕作方式均会影响土壤物理性状，如长期翻耕土壤失墒大，形成犁底层，影响土壤蓄水能力；长期少、免耕，表层土壤体积质量会增加、犁底层上移、耕层变浅。Milton等［14］报道免耕土壤总孔隙度较低。Borghei等［15］报道，多年免耕导致土壤压实、容重增大、产量降低。Hou等［16］报道，与常规耕作方式相比，在夏闲期间，采用免耕与深松相互交替可提高0－20cm土层含水量3．9％～7．8％，而在作物生长及季节则可提高8％～8．6％。Qin等报道，深松可增加降水入渗，提高土壤贮水能力。苏衍涛等［18］报道，免耕在冬小麦越冬期表现增温，活动期表现降温。本研究表明，深耕处理和深松处理分别有利于0－20cm和20－40cm土层土壤容重下降和土壤孔隙度增大。旋耕处理有利于表层土壤水分储蓄，深松处理有利于20－120cm土层水分储蓄。深耕有利于提高土壤温度，分别比深松和旋耕高5．8％和8．8％。深松对土壤扰动深度较大，可更好地储蓄水分，这与前人的研究结果类似。深耕比深松可更有效提高土壤温度，且温度变幅更大，这与陈继康等的研究结果相似。而深耕由于加深犁底层的同时，造成了表土大面积翻动，破坏了团粒结构，实际并未对土体储水起到更好的效果，所以频繁深耕必然对耕地质量产生较大影响，这也支持了前人的研究结果。有关耕作方式改变后土壤水热状况的改变是否有耦合效应并影响作物生长，还需进一步研究。

3．2耕作方式改变对麦田土壤酶活性与养分含量的影响

养分循环是农田生态系统最基本功能之一，其中农田三大养分要素N、P、K的循环与平衡则是农田生态系统稳定性与区域农田生产力状况的具体反映。不同栽培制度和管理措施等都会影响土壤酶和养分空间变异和生物活性变化，而土壤酶活性与土壤养分之间关系密切，可间接反映氮、磷等养分转化与供给状况。本研究表明，小麦返青至成熟，深松处理可提高土壤过氧化氢酶和脲酶活性，且深松处理还可提高小麦抽穗后土壤碱性磷酸酶活性；深耕处理和深松处理可分别在抽穗前、后提高表层土壤多酚氧化酶活性。深松处理可降低碱解氮含量而促进速效磷和速效钾积累；深耕处理可提高表层土壤有机质含量，旋耕处理和深松处理则分别在返青前和返青后提高20－40cm土层有机质含量。本研究还得出，旋耕处理速效磷有“表层聚集现象”，这与前人的研究结果一致。由此可见，深松处理对于提高土壤酶活性有着特殊意义，而土壤酶活性提升又直接加速了对土壤中养分的分解和利用。由于研究角度侧重不同，不同耕作方式下土壤酶活性与养分变化相关性将另外报道。

3．3耕作方式改变对麦田土壤呼吸和微生物的影响

由于土壤微生物比土壤理化性质对土壤质量变化能做出更快速响应，所以土壤微生物土壤污染监测评价和生态修复等方面的研究受到普遍关注。不同耕作措施创造不同的土壤环境，影响土壤微生物数量和组成。研究显示，土壤呼吸是一个复杂的土壤生态学过程，土壤呼吸季节变化一般呈现单峰型特点［21］。不同耕作措施可改变土壤物理结构和水热特性，进一步影响土壤呼吸状态。张俊丽等报道，深松耕处理小麦农田呼吸速率最高，显著高于深耕和旋耕处理。任景全等研究也认为，免耕可降低土壤呼吸速率。本研究表明，深松有利于真菌和细菌增殖，旋耕有利于放线菌增殖。这可能与深松和深耕提高了土壤温度，而温度提升加速了土壤内植物残体降解，腐殖质含量提高有关。Riley曾报道耕作方式对微生物的影响与土质关系密切，因此本研究结果还需在其他土质中进一步印证。本研究还显示，深松处理和旋耕处理分别在不同生育时期可提高土壤SMBC含量。旋耕处理在小麦返青前土壤SOC含量较高，深松处理则是在返青后最高。深耕处理土壤呼吸速率最高，2个生长季平均为1．76μmolCO2／（m2·s），分别比旋耕处理和深松处理高8．0％和4．8％，这与前人报道吻合。且本研究也证实呼吸速率与土壤温度呈显著正相关，而深耕可提高土壤温度，研究前后可互相印证。深耕处理SMBC含量SOC含量较低，这与Compton等［25］提出的土壤温度高可提高SMBC含量不一致。这可能与试验区土质有关，因为土质不同会影响SMBC的周转速率有关。有关不同耕作方式下麦田土壤呼吸和微生物的关系及其在不同土质上的表现还需要进一步研究。

4结论

篇3

关键词： 全球气候变化；草原生态系统；碳储量；高寒草甸

中图分类号： S 812.3文献标识码： A文章编号： 10095500(2011)06007508

在过去的200年中，化石燃料的燃烧、土地利用方式的改变，已经有405±30 Pg的CO2释放到大气中，导致大气CO2浓度急剧增加，地球温度不断升高。干旱、洪水、风沙等灾害性天气频繁出现。应对气候变化,实现可持续发展,是人类面临的一项紧迫而艰巨的任务。有效地利用陆地生态系统植被和土壤对碳存储积累的优势来降低大气CO2的增高，被学术界普遍认为是在全球绿色经济、循环经济、低碳经济的背景下一种低成本固碳减排的有效措施[1,2]。大力发展草原碳汇，重视草原固碳研究,系统分析草原生态系统在全球气候变化中的生态价值和贡献，对增强草原生态系统碳储量、发挥草原固碳潜力具有重要意义。

1草原生态系统的碳汇功能

在所有生物群系中，森林存储了陆地的大部分碳量，不仅以生物量的形式(树干、树枝、树叶、根等)，而且以土壤有机质的形式存储。根据德国全球变化咨询委员会(WBGU) 的估计,全球陆地生态系统的碳储量有46%在森林,23%在热带及温带草原,其余的碳储

收稿日期： 20110603； 修回日期: 20111017

基金项目： 国家重点基础研究发展规划项目

（2006AA10Z250）资助

作者简介： 赵娜 （1980），女，在读博士，草地生态与植被恢复。 Email:

王为通讯作者。

存在耕地、湿地、冻原和高山草地。目前,国际上主要通过提高森林覆盖率来抵消工业碳排放，森林的碳汇能力已经得到世界各国的广泛重视。然而，草原碳汇并未像森林碳汇一样得到应有的关注。主要是因为缺乏对草地生态的系统研究和全面规划，从而导致对草原生态的忽视以及对碳汇评估的缺失。草原是世界上分布最广的植被类型之一，主要分布于热带和温带，覆盖陆地面积的25%～50%[3]。全球草地面积约44.5亿hm2，碳贮量达7 610亿t，占世界陆地生态系统碳储量的34%，仅次于森林碳汇。草地生态系统作为一种自然资源，具有保持水土、涵养水源、防风固沙、净化空气以及控制温室气体排放等多方面的功能，对地区的气候变化和全球碳循环发挥着重大的作用[4-13]。我国拥有各类天然草原面积约4亿hm2，分别占世界草地面积的13%和我国国土面积的40%，也是我国耕地面积的3.2倍，森林面积的2.5倍，因而,草原是光合作用最大的载体,也是我国面积最大的碳库[14]。作为最重要的绿色生态屏障和绿地植被碳库，草原和草产业在生态系统碳汇功能方面的能力不容小视。概算我国天然草地每年能够固碳达到1～2 t/hm2，年总固碳量约为6亿t，约占全国年碳排放量的1/2。草原生态系统碳收支对我国乃至世界陆地生态系统的碳汇功能发挥着不可替代的作用。为此，国内外开展了相关研究，但由于技术和方法的差异，全球草原生态系统碳汇评估方面存在着较大的不确定性。

2草原生态系统的固碳潜力

2.1草原生态系统的碳储量估算

草地生态系统碳储量和碳沉降在全球陆地生态系统碳蓄积和碳循环中占有十分重要的地位。不同学者或机构对全球草地生态系统碳储量进行了估算[3-5，8-13，14-17]，世界草地生态系统的碳蓄积平均占到陆地生态系统碳蓄积量的1/5。Olson，et al[18]利用碳密度的方法估算后报道，全球草地生态系统植被储量为50.4 Pg。Post，et al[19]基于常规土壤调查后估算出全球不同草地综合体中土壤碳储量为435.7 Pg。Prentice，et al[17]仍然利用碳密度的方法对全球草地生态系统碳储量进行了较为全面的评估，研究报道全球草地生态系统的总碳储量约为279 Pg,植被储量为27. 9 Pg, 土壤储量为250.5 Pg。另外，也有学者研究认为，全球草地生态系统总碳储量约为569.6 Pg ,其中，植被储量为72.9 Pg , 土壤储量为496.6 Pg[19-22]。同时有研究报道，在热带地区的碳储量和碳沉降可能已经被低估[3]。由此可见，全球草地碳储量估算存在着很大的不确定性，特别是对于土壤碳库的评估[3，5，23]。然而，中国草地生态系统的碳储量和碳循环的研究相对比较少[22，24-26]。Fang，et al[24]基于植被地上、地下生物量比例的关系第1次评估了中国草地的碳储量。他通过研究8个草地类型最终得出中国草地的总碳储量为58.38 Pg，其中植被层为1.23 Pg，土壤层为74.74 Pg。由于田间取样测量的局限性，研究者往往通过地上通量部分的平衡来估计地下内部转移的碳量和组成；通过地下通量部分的平衡大致地估计土壤碳库净变化的组成。然而，利用地上生物量来估测其他组分的碳量的方法，精确度很低，存在相当大的误差(特别是对地下部分的估测)，因此，通过这种比例的关系估计出的数据，变异性很大[24，27]。有学者应用碳密度的方法对中国11个草地类型的碳储量进行了估算，分析后指出11个草地类型的总碳储量为58.38 Pg Ni；Zinke，et al[22,28] ,其中,植被层为4.66 Pg ,土壤层为53.72 Pg。不久，Ni[22]再一次应用碳密度方法对中国18个草地类型进行了碳储量估算。然而此次的研究结果较先前的结果总体上偏低，总碳储量为44. 09 Pg ,植被层碳储量为3.06 Pg ,土壤层碳储量为41. 03 Pg 。另外，Fan 根据中国17 种草地类型中实测的地上、地下生物量样方数据估算出我国草地植被碳储量约为3. 32 Pg [29]。综合大量的研究后发现，中国草地生态系统植被层碳蓄积占到世界草地生态系统植被层碳蓄积量的3%～11%[17,19,22]，占到中国陆地生态系统植被层碳蓄积量的54.4%[29,30]。由于资源调查数据、遥感数据、草原面积差异、以及所采用的估算方法的不同，使得无论全球或者是地区内的草地生态系统碳储量估算存在着较大的不确定性。另外，人类活动对于草原的影响也在很大程度上决定着碳评估的精度[22]，其中，草原面积的差异是影响陆地生态系统碳估算的重要因素。随着生态学、土壤学、遥感学、统计学等多学科的发展与深入，使用碳密度的方法，同时结合改进的草地分级标准以及更加准确的草原面积评估体系，为精确估算中国乃至世界草地的碳储量提供了一定的依据。然而，目前对于碳储量的评估主要还是聚焦在对温带和高寒草地的研究。

2.2不同草地类型的固碳能力

从世界范围来看,大约有1.5亿km2的草地分布于热带地区，有900百万km2的草地分布于温带地区[15]。然而，不同地区、不同气候类型条件下的不同类型草地生态系统的碳储量差异非常大 (表1)[31]。热带草原的净生产力和碳的固定能力要大于温带草原。在温带草原区，欧洲和俄罗斯草地群落的碳素固定能力又高于中国，我国典型草原的碳固定量水平最低，这种现象主要受降水量的时空变异决定。对于不同草地类型的土壤生态系统而言，草甸土壤具有较大的有机碳通量和有机碳容量，但同时具有较低的无机碳通量和无机碳容量。相反，荒漠土壤生态系统的有机碳通量、碳容量最低，但其具有较高的无机碳储量[32]。一般认为，土壤无机碳通量变化不大，有机碳通量却经常受到各土壤生态系统内部物质和能量转化的影响，具有较大的变异性。生态系统中土壤有机碳通量和碳容量越高则土壤无机碳通量就越低。从地区上分析，寒冷地区的土壤比温暖地区的土壤具有更高的土壤有机碳储量[33]。

中国草地主要广布在北部温带半干旱和干旱地区，以及西部青藏高原的高寒地区，只有少数零星地分布在暖温带和热带地区[34-36]。不同草地类型的面积、分布区域、物种组成以及不同草地类型的固碳能力分布极不均衡，不同草地固碳能力异质性很大(表2、3)。从地区上分析发现，高寒地区拥有中国最大的碳储量，占到全国草地生态系统总碳储量的54.5%，其次是温带地区，中国草地生态系统85%以上的全碳储量分布于高寒地区和温带地区。从草地生态类型分析，草原具有最高的植被和土壤碳储量，草甸是仅次于草原生态系统类型的第2大碳库。全国草地生态系统总碳储量的2/3以上是分布于草甸和草原这2个草地生态系统类型[26]。综合不同地区和草地类型来分析研究,高寒草甸拥有最大的植被和土壤碳储量，占到中国草地总碳储量的25.6%，其次，高寒草原和温性草原的碳储量也比较高，分别占到中国草地总碳储量的14.5%和11.0%，这3类草地碳储量总和占到全国草地总碳储量的1/2。然而，暖温带和热带灌丛草原以及湿地由于利用面积比较低，再加上植被和土壤的碳密度比较低，所以决定了这3种草地类型具有最低的碳储量[26]。

草原生态系统的碳汇格局

陆地生态系统碳库主要包括植物碳库、凋落物(残落物)碳库和土壤有机碳库(腐殖质)。生态系统各碳库的大小组成和规模体现了生态系统碳分配（资源分配）的格局，同时反映了植物对资源供给响应的平衡对策。碳分配的变化不仅影响到植物的生存，生长和生产，也会影响到生态系统的生物地理化学循环过程[29]。所以，研究生态系统各组成要素的碳蓄积在空间上的分布规律是碳循环研究的基础，也是研究生态系统碳素在各碳库之间的流通和交换的依据。为此，各国生态学家已经进行了大量的研究[19，20，27，37，38]。分析估计认为，全球陆地生态系统植物碳库在420～830 Pg，土壤有机质碳库在1.2×103 ～1.6 ×103Pg，凋落物碳库在70～150 Pg。土壤碳库也是陆地生态系统中最大的碳库，通常地，土壤碳库大约为大气碳库的两倍[39]，因此，土壤碳库的损失对于大气中CO2浓度的变化具有显著的影响。而且，全球土壤碳存储总量也远大于植被中的碳储量，两者的比例平均为3∶1，所以陆地土壤碳库较植被碳库在全球碳平衡中具有更重要的作用，在每个生物群系中，单位表面积上植被和土壤碳量所占比例存在着广泛的区域差异。从热带森林的1∶1到北方针叶林的1∶5，草地和湿地的比率更大，所以，对于草地生态系统来说，它不具有固定而明显的地上碳库,其碳储量绝大部分集中在地下土壤中[26]。这在很大程度上有力地说明了土壤碳库在草原生态系统的碳储量中所发挥的巨大作用。中国草原土壤碳储量约在200～300 Pg，占到世界土壤碳储量的30%，草原土壤代表着一个巨大的碳库[3，40]。目前为止，草地和热带稀树大草原的大部分碳量被存储于土壤中。这些土壤碳蓄积量在长时间范围内是稳定的。湿地的碳也几乎完全蓄积在土壤中，由于土壤长期处于一种缺氧的状态，所以湿地的碳主要以死有机物质(腐殖质)的形式存储。在中国,高寒草地中95%的碳储藏在土壤中，约占全国土壤碳储量的49% [41]，占全国土壤有机碳储量的23.44%，占全球土壤有机碳储量的2.5%[42]。在通常的自然植被条件下，土壤中的有机碳储量绝大部分直接来源于土壤上生长的植物凋落物和根系分泌物[43]。由于高寒地区低温低蒸发这种特有的气候特征，导致土壤中储藏的大量有机质很难分解，从而长时间驻留在土壤中成为一个稳定的碳库。但是随着人类活动干扰的加剧和全球气候变暖所带来的水热格局的再分配，可能对高寒草地生态系统的碳蓄积和碳收支带来难以预测的危害。

3高寒草地生态系统面临的危机

陆地生态系统的碳循环包括光合作用（碳汇）和呼吸作用（碳源）2个环节。森林、海洋、草原等非工业源生物呼吸作用排放的CO2量，以及由于土地利用的变化所释放出的CO2量已经加剧了全球CO2浓度的增高。青藏高原草地面积占到世界陆地面积的1.02%，中国陆地面积的16.9%。而且，青藏高原又是亚洲大陆最大的地理形态学单位，它是世界上陆地生态系统的重要组成部分，同时也是世界上低纬度地区中拥有永久冻土层的主要区域之一[43]。这个地区广泛分布着高寒草甸、高寒草原以及高寒沼泽，也是欧亚大陆最典型的3种草地类型之一[44]。青藏高原的草地类型拥有全国各种草地类型中最高的有机碳密度[45]，而且，高达95%的碳是储存在土壤中。在全球气候变暖的大趋势下，青藏高原的气温也在持续上升，由于冻土的热力敏感性很大,对全球气候变化非常敏感，因此，寒带地区各种生态系统将有可能成为巨大的碳排放源[46，47]，所以，这个地区在调节亚洲地区，乃至全球气候变化中充当着非常活跃的角色[47]。

Wang，et al[42]对青藏高原草地土壤碳库的研究表明，青藏高原草地中土壤的有机碳储量大约为49.00 Pg，占到中国全部土壤有机碳储量的23.44%，占到世界土壤碳库的2.5%。从青藏高原的占地面积和土壤碳储量的比较来看，青藏高原的土壤碳库在中国甚至世界上来说都是非常重要的。其实，早在20世纪80年代已经有学者意识到青藏高原在全球碳循环中的重要地位，先后开展了大量有关青藏高原地区碳循环的研究。在评价1个草地生态系统碳循环规律时，首先需要考虑碳循环的时间尺度。一般认为，在1天的时间内，白天碳被积累，夜晚碳损失。在1年的时间中，在生长季碳被积累，冬季碳被消耗[32]。然而，一些研究者对青藏高原地区的碳循环研究却发现，当夜间土壤温度较低时，青藏高原草地生态系统中土壤到空气碳的净通量为负值，表现出一种碳积累的过程[48,49]。在寒冷的冬季，青藏高原草地生态系统发挥着碳汇的作用[50,51]。产生这一现象的主要原因在于青藏高原特有的极低的土壤温度，能够抑制土壤微生物的活动。然而，全球大气CO2浓度增加，温度升高的严峻气候背景下，势必会促进青藏高原地区草地生态系统CO2的排放。已经有研究报道，在过去50年中，青藏高原平均温度每10年上升0.45 ℃[46,47]。地表温度的上升已经增加了季节性解冻土层的深度，甚至导致了永久冻土层的消失[52]。Wang，et al[42]研究报道，目前，每年青藏高原地区由于土壤呼吸导致的CO2排放量为1.17 Pg，这个值占到本地区草地生态系统0～65 cm土壤层有机碳储量的3.32%，中国陆地生态系统土壤呼吸排放量的26.40%，全球生态系统土壤呼吸排放量的1.73%，其中，高寒草甸土壤每年的CO2排放占到本地区所有草地类型CO2排放总和的1/2[42]。从面积和排放量比例的角度来分析，目前这个地区的CO2排放量已经处于非常高的水平，超过了国家的CO2平均年排放量，甚至也超过了全球CO2排放的平均值。因此，密切关注青藏高原地区的高寒草地，特别是高寒草甸土壤碳库的变化，在评估青藏高原地区生物地球化学循环对全球气候变化的响应具有重要的科学和现实意义[53]。保护高寒草地资源将会对全球碳的保存、CO2的减排具有极其深远的影响。

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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

关键词 稻田土壤；有机碳；碳固定；展望

中图分类号S153.6文献标识码A文章编号 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

土壤碳库为地球表层系统中最大的碳储库。土壤中的有机碳库与无机碳库都是陆地生态系统重要的碳库，对于温室效应与全球气候变化同样有着重要的控制作用。全球土壤有机碳库（SOC pool）达到1 500～2 000 Pg，是大气碳库750 Pg的2倍以上，是陆地生物量500～600 Pg的2~3倍；无机碳库（SIC pool）也达700~1 000 Pg。但由于土壤无机碳存在更新周期，有资料表明为8 500多年，因此土壤有机碳库在全球变化研究中显得更为重要。1850―1995年，全球CO2释放总量约为270 Pg C。其中，由于砍伐森林和土地利用方式的改变所造成CO2释放量约达136 Pg C。全球每年因土壤呼吸作用释放到大气的总碳量约为68 Pg，全球每年因焚烧燃料释放到大气的碳远低得多，仅为6 Pg。土壤贡献于大气CO2的年通量是燃烧化石燃料贡献量的10倍。因此，土壤呼吸的变化能显著地减缓或加剧大气中CO2的数量，进而影响气候变化。据估计，如果全球范围内土壤有机质下降1%、2%、3%，将导致大气CO2浓度分别增加5.0、12.5、20.0 mg/kg。在过去的 150年期间，由于土壤有机碳下降贡献于大气CO2浓度升高80 mg/kg的6%～25%[1]。

中国水稻土面积约3 000万hm2，植稻有7 000年的历史，水稻种植面积占世界水耕土面积的23%，占全国耕地总面积的25%。水耕土壤（广义的水稻土）是特殊的人为湿地土壤，是自然土壤在人为水耕熟化过程中形成的，具中国特色。对中国土壤有机碳库的统计表明，中国表层土壤有机碳库约20 Pg，主要土壤类型之一是水稻土，为1.1 Pg，共有6个表层土壤有机碳库在1.0 Pg以上。有机碳的积累是水稻土水耕熟化过程中的普遍趋势。要使中国争取更多温室气体排放量，进行稻田土壤有机碳监测尤为重要。20世纪80年代以来，中国大多数水稻土碳固定效应十分显著，土壤有机碳库呈现增长的趋势[2]。因此，研究稻田土壤有机碳固定意义重大，为中国外交斡旋提供基础。

1水稻土与旱作土固碳效益差异

中国大面积农业土壤保持有机碳的主要途径之一是灌溉及其水耕熟化作用。据全国第二次土壤普查资料，中国水田土壤共3 000万hm2，与旱地土壤相比，全国水田土壤有机碳含量普遍较高。据计算，水田保存表层碳密度是旱地土壤的137.7%，有机碳量达0.9 Pg。在长江中下游、华南、黄土高原和华北地区，有机碳固定最为显著，我国灌溉农业的发展相当于增加有机碳固定达0.3 Pg。据江苏省第二次土壤普查，水田土壤平均有机碳含量接近12 g/kg，而旱地土壤约6 g/kg。1949年时全省水田面积为93.47万 hm2，1998年达266.97万hm2，40年间的碳固定速率达到20 g/（m2・年），碳固定效应可达17 Tg。湖南省第二次土壤普查资料表明，旱地土壤与水田土壤的平均有机碳含量分别为10.22 g/kg和18.36 g/kg。同样，江西省是南方土壤有机碳十分缺乏的省份，截至1980年，该省旱地削减到 46万hm2，水田则发展到300万hm2。水田土壤有机碳的平均含量达16.6 g/kg，旱地土壤为9 g/kg，不同母质起源的土壤中，水田土壤有机碳均显著高于旱地土。荒漠地区土壤水分条件较差，但这种水田土壤的碳固定作用也十分明显。甘一新干旱平原区资料表明，在引水灌溉和耕垦培肥后，不同荒漠土壤有机碳的升高幅度在1~3 g/kg。与普通灌淤土相比，宁夏植稻历史较长的灌淤土的有机碳含量显著较高。根据第二次全国土壤普查中面积、耕层厚度和容重等资料计算，中国灌溉农业下的水田土壤累计碳固定效应达0.22 Pg[3]。因此，水耕熟化作用可稳定和提高水田土壤中有机碳。

2稻田土壤有机碳的分布

土壤的有机碳剖面分布明显存在差异，耕层以下土层的有机碳含量较上层低，耕层、犁底层等耕作活动层积累有机碳显著。某些自然森林1m厚度的土壤碳库储存量较大，为20~30 kg/m2；与红壤、白浆土等低产土壤相比，乌泥土、黄泥土和白土1m厚度的土壤碳库储存量分别为 11.72、9.88 、6.77 kg/m2，更高于江苏省耕作土壤的SOC平均值[4]。

关于有机碳在团聚体的分布及其变化备受关注。土壤团聚体有机碳分配是土壤中的重要地球化学性质之一。对水稻土中有机碳团聚体分布的资料不多，对土壤团聚体有机碳分布的研究集中于旱地土壤、植被改变的土壤以及有机物料处理后的土壤。太湖地区土壤的团聚体及其有机碳含量分析结果如表1所示。由表1可知，往深层以0.02～0.25 mm的微团聚体为主，黄泥土耕层中0.25～2.00 mm和0.02～0.25 mm粒组含量相近，乌泥土、白土中0.25～2.00 mm粗砂级团聚体占50%以上。不同土壤团聚体粒级分异明显。淮北白浆土中以0.02～0.25 mm粒组为主，大于0.02 mm的团聚体粒组占60%～80%。富含氧化铁的江西红壤团聚体粒组以0.25～2.00 mm粒组为主，黄泥土在全剖面中小于0.002 mm颗粒占30%左右，大于0.02 mm粒级的团聚体却占70%左右，而检测到的黏粒级团聚体甚微。白土的母质以粉砂（0.002～0.020 mm）为主，其次是0.02～0.20 mm粒级，约占全土 1/3。因此，肥力较高的太湖水稻土团聚体分布的特点是 0.02～0.25 mm微团聚集较多。

土壤有机质的主要性质之一是土壤有机质的活泼性，即有机质易氧化性，是土气交换的主体部分。Blair等评价农业活动对自然土壤有机碳影响，将1/3 moL/L的 KMnO4可氧化碳的比例作为参数。可氧化SOC含量随着KMnO4浓度的不同，浸提的差异较大。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机制

20世纪70年代以来，对水稻土中有机碳的分布、含量及其微团聚体分配、有机―无机结合的性质与数量进行了较多研究[5]。最近对太湖地区3种水稻土的培养试验表明，不同发生起源与土壤矿物组成的水稻土，其有机碳在升温下的碳损失规律迥异，渗育型富晶质氧化高铁的黄泥土的有机碳在升温下仍然十分稳定，而沼泽起源与贫氧化铁矿物的水稻土有机碳损失较快。近年的研究表明[6]，太湖地区黄泥土中新增加的有机碳主要固定在0.25～2.00 mm粒组的微团聚体中，提示不同粒径团聚体中有机碳的组成与活泼性存在差异。土壤中氧化铁是水稻土中活跃的化学成分，它通过水稳性团聚体的形成促进有机碳的复合，作为水稻土高度熟化标志的鳝血（一种有机氧化铁络合物）是否可以代表某种固定机制尚不得而知。水耕过程中土壤有机碳的增加还伴随有机质的腐殖酸组成与结构的演变。最近的资料显示，无论是江西红壤起源的水稻土，还是西北灌淤土，水耕熟化过程HA/FA升高。对于水稻土中有机质的研究，过去较多是腐殖质的C/O、C/H和E4/E6的分析，认为水耕熟化过程中，腐殖质光密度降低、C/H减小而C/O提高，羧基含量降低。促进水稻土中有机碳的固定机制尚不清楚。对于相同类型的水稻土来说，运用重液区分法得到的有机碳复合量一般与全土有机碳呈线性相关，但复合度与有机碳含量无关，说明有机碳在水稻土中与不同物质的结合关系是复杂的。有机碳复合度在不同粒径的团聚体中的分布因土壤类型与肥力状况而异。但对于团聚体中有机碳的形态与化学结构、有机碳的化学活泼性的研究还很少，除了用G0、G1、G2等分组区分团聚体稳定性，用松结态、稳结态和紧结态区分结合程度外。对这种固定效应还无法仅用物理保护作用来解释。何云峰等[7]提出采用不同的络合浸提剂提取土壤中和不同黏土矿物结合的腐殖质，与不同酸性土壤用碱性焦磷酸钠提取的结合态腐殖质的稳定性相似，可能意味着这些土壤的结合态腐殖质的化学特点类似，化学保护机制相同。水稻土有机碳固定是一个复杂的问题，不但必须要从有机碳的微团聚体分配及其与土壤矿物的结合方式进行研究，而且这需要现代分子水平的研究技术[7]，还必须从有机碳的化学结构与反应性（有机质组成与基团结构）的改变进行深入研究。

4稻田土壤有机碳固定的施肥影响

施用有机肥可使稻田土壤固定更多的碳，施用化肥也有一定影响。周萍等[8]研究了长期不同施肥处理（化肥与秸秆配施、化肥与猪粪配施、单施化肥和不施肥）下，水稻土总有机碳和颗粒态有机碳含量变化，指出不同的施肥处理主要影响耕层土壤的TOC（总有机碳 ）和POC（颗粒态有机碳）含量，化肥与猪粪配施处理，由于有机物质的输入TOC和POC含量显著高于其他3种处理，不施肥处理的POC含量显著高于单施化肥和秸秆配施化肥。陈义等[9]对浙江省（下转第270页）

（上接第258页）

黄岩水稻土开展的26年长期施肥定位试验表明，长期施用有机肥可以促使土壤有机质持续增长，增长幅度随有机肥用量增加而增加。袁颖红等[10]对江西红壤性水稻土研究发现，长期施用无机肥、有机肥、无机肥与有机肥配施能显著增加0.002～0.020 mm微团聚体的含量，而降低

5结语

对于稻田土壤有机碳的研究，提出以下展望。一是稻田土壤碳饱和。水田土壤有机碳含量普遍高于旱地土壤，固定碳更多。而王绪奎等[11]在研究近20年江苏省环太湖稻田土壤有机碳动态特征后提出，该区土壤有机碳饱和。有待进一步研究如何提高稻田土壤固碳潜力切实可行的技术途径，从而建立稻田土壤碳的新平衡。二是稻田土壤固碳机制。有机碳一般与土壤中的矿物颗粒结合，或形成有机无机复合体。但究竟是什么机制促进了水稻土中有机碳的固定尚不清楚。值得进一步深入研究[12-14]。三是稻田土壤固碳影响因素。施肥和耕作对稻田土壤固碳影响较大，并可较好调控。施用有机肥可显著增加稻田土壤固碳量，施用化肥也有一定影响。以往着重于土壤有机质及肥力的研究很多[15-18]，现在研究碳在土壤中的固定及其对环境的影响成为热点。频繁耕作显然提高了有机碳的氧化，不利于土壤固碳，欧美在旱地广泛推广免耕少耕，原因就在于此。但免耕使表层土壤紧实，不利于作物生长，主要还不能通过耕作将表层较多有机碳混入到较下层，从总量上看，可能也不利于土壤固碳。耕作对稻田土壤固碳影响还需研究[19]。

6参考文献

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篇5

关键词：土壤酶；植物；土壤肥力

中图分类号：X172文献标识码:A

前言

土壤是在各种自然因素和人类生产活动的直接影响下形成和发展的。它不仅是一个特殊的历史自然体，一个复杂的多相体，同时是"类生物体"或称为"特殊的有机体"。【1】尤其垦植多年的农业土壤，在其自身的物理、化学和生物等多种因素综合作用下，发生极其复杂的变化。每一个小土块是绝对不同于任何无生命的自然体，其中既存在动物、微生物，也存在其他活性。土壤中不间断地进行着具有活组织特征的催化反应。一种微土壤成分--酶参与这种催化反应，使土壤有同生物体相似的活组织的代谢能力【1】。

1.土壤酶的定义

土壤酶是一类比较稳定的蛋白质。与一般蛋白质不同，酶具有特殊的催化能力，属于一种生物催化剂。酶的催化能力比无机催化剂要大十几倍、几十倍乃至数百倍。酶参与土壤中的生物化学反应，并其有与环境的统一性【2】。酶活性能被某些物质激活，也能被某些物质抑制。与土壤成分牢固结合在一起的酶，可长期地积累在土壤之中，表现出一定的稳定性。微生物繁殖中产生的酶和未与土壤成分结合而处于游离状态的酶，易在环境条件改变时钝化。

2.土壤酶的来源

土壤酶是土壤的组分之一。关于土壤酶的来源问题，许多人做了大量研究工作。在早期的土壤酶学研究中，人们认为土壤酶来自土壤微生物【2】。土壤酶是土壤微生物释放分泌的结果。随着酶学测试技术的改进提高，其研究内容不断向广度深度发展。业已证明：土壤酶活性包括已积累于土壤中的酶活性，也包括正在增殖的微生物向土壤释放的酶活性。酶活性既来源于微生物，也来源于其他有机组织〔即来自植物活体及其残体，动物活体及其遗骸〕。高等植物根系的活动能促进土壤酶的积累。按土壤层次观察，土壤酶与土壤生物量、植物根系分布状况有关【12】。

3.土壤酶与植物的关系

土壤酶系统是土壤中生理活性最强的部分，生长植物的土壤具有较强的酶活性。由于植物种类有异，根系、微生物种群及数量不同，分泌的酶类有很大变化，现已没有任何怀疑。植物的生活是以叶的光合作用和根的养分吸收为基础的，而土壤养分变化与酶促作用有关，所以，土壤酶与植物生长之间必然存在内在联系。主要表现在土壤有效养分的释放与植物于物质积累的关系；酶活性对植物根系的依赖性；不问温、湿度条件下，土壤生化过程强度与植物生育的协调性；土壤酶动态变化与土壤肥料的关系等方面。

作物的种类对土壤酶产生影响。曹成有,滕晓慧,陈家模,崔振波对在科尔沁地区采集小叶锦鸡儿、樟子松、山竹岩黄芪和差巴嘎蒿这4种22年生固沙群落的土壤样品中的酶活性进行分析，发现小叶锦鸡儿对土壤生物活性的影响最大,其群落土壤中脲酶、磷酸单酯酶、蛋白酶、脱氢酶的活性均明显高于其他几种植物群落,表现出强大的改善沙土环境的能力,可作为优良的固沙植物材料在当地大面积推广应用【4】。徐秋芳、刘力、洪月明对高低产毛竹林地土壤酶活性比较分析，发现高产竹林地土壤过氧化氢酶、脉酶、蛋白酶和蔗糖酶的活性都高于低产竹林地磷酸酶活性两种类间无明显不同【5】。

作物生育时会对土壤酶产生影响。中国农业科学院土壤肥料研究所(1953)的研究工作表明，种植冬小麦的褐土酶活性变化趋势如下:小麦苗期到成熟期，蛋白酶活性、肌酶活性变化趋势基本一致。越冬期与收获后期酶活性最低，幼苗期活性稍高，返青期起气温升高，植株生较快。蛋白酶活性、脲酶活性迅速增强，最高都在三月内，从拔节到开花期均逐渐下降。蔗糖酶活性自幼苗期迅速上升后，从越冬到开花均处在较高的活性水平，小麦成熟期下降，以后稍有回升。表明冬小麦整个生育时期与土壤酶活性有密切的关系【6】。

土壤酶活性与作物生育的协调关系，是在一定的气候条件下形成的。协调性通过土壤生化过程中的养分转化表现出来。在作物生育盛期，如小麦拔节、开花期，大豆营养生长与生殖生长盛期，作物需要吸收较多的营养物质。此间，土壤酶活性显著增强，相应的有效养分便随之释放出来，并出现一定的积累，而后又迅速降低。表明土壤酶促作用释放的有效养分，不断为作物吸收的 结果。关松荫等对冬小麦不同生育时期潮土碱性磷酸酶活性与土壤磷素、脲酶活性与土壤氮素之间进行动态分析发现在作物生长旺盛时期需要更多养分，土壤生化过程活跃，可溶性养分及时释放【7】。土壤中可溶性养分的积累，能保证作物干物质积累所需的物质和能量，这就是土壤酶活性与作物生育的协调性。

作物的生物学特性也会对土壤酶产生影响。同种作物对土壤酶活性影响差异较小，栽培不同种类作物，土壤酶活性存在明显差异。一般认为，不问种类作物根分泌物，包括分泌酶的种类和数量有多有少。不仅作物的某些种，而且同种作物不同品种，对酶活性的影响也不相同。有人对种植放德萨-10玉米和种植莫斯科夫斯卡娅玉米的土壤脲酶活性进行比较，表明不同品种玉米对酶活性的影响，主要与根系重量有关。植物根系状况能引起土壤微生物区系和酶活性发生重大变化，进而影响土壤物质转化。因此可以看出，土壤酶活性与植物生物学特性之间存在一种依赖关系。

不同土壤利用状况对土壤酶活性也产生影响。有植被覆盖的土壤酶活性，明显高于无植被覆盖的休闲地酶活性。种植马铃薯和糖用甜菜、燕麦、草萄、马豆和冬黑麦，生草灰化土淀粉酶活性比休闲地相应的酶活性高得多。同种土壤种植马铃薯的根际土壤淀粉酶比糖用甜菜的酶活性高。棕灰化土种植谷类作物、马铃薯或糖用甜，连续单作23年，蛋白酶、淀粉酶和碱性磷酸酶活性均比邻近休闲地相应的酶活性为高(Beck，1975）。草地永久牧场比邻近耕地淀粉酶活性高两倍(Hofmann、Hoffmann，1955)。

不同种植方式对土壤酶活性的影响。(1)当季作物的作用：豆科作物与其他作物混播，常常引起土壤酶活性增强。三叶草与大麦、甜菜混播，比它们各自单独种植时，土壤淀粉酶活性增加30％(Hoffmann，1959)。灰化土种玉米时，淀粉酶活性比单种马豆时的酶活性要高〔Hpoxnu等，1972)，一些作物单播，灰化土纤维素酶活性强弱顺序是：玉米>小麦>马铃薯>三叶草。木聚糖酶活性强弱顺序是：甜菜>小麦>马铃薯>亚麻。表明不同作物对酶类的贡献是有差异的。(2)前季作物的作用：不仅当季作物影响土壤酶活也前季作物对土壤酶活性也有影响。前季为冬小麦和前季为黍的黑麦根际脲酶活性明显不同，前者每克土为0.35mg NH3-N，后者为0.18mg NH3-N。黄棕壤不同前茬小麦各生育期，土壤脲酶活性基本服从下列顺序：玉米+大豆＞大豆＞亚麻＞谷子＞玉米。表明豆科作物和禾本科作物混播，可为后茬作物提供良好的环境条件。在培肥土壤方面，豆科作物较禾本科作物有更大的贡献。绿肥作物也可为后作创造较好的土壤生化条件【8】。

4.研究植物生长对土壤酶影响的意义

既然土壤酶活性与作物生育有较好的协调性，那么酶活性和土壤肥力之间是怎样的关系呢？许多研究结果都回答了这个问题。Holmann提出将土壤酶活性作为衡量土壤的生物学活性和生产力的指标。周礼恺认为,将土壤酶活性的总体用于评价土壤的肥力水平时进行数量化分类是完全可能和可行的【1】。土壤酶活性与土壤肥力有很大的关系【9】。脲酶能分解有机物,促其水解成氨和二氧化碳【6】。蔗糖酶活性能反映土壤呼吸强度，酶促作用产物--葡萄糖是植物、微生物的营养源；蛋白酶能够反映土壤有机氮转化状况，酶促作用产物--氨是植物氮素营养源之一；磷酸酶活性能够表示土壤有机磷转化状况，酶促作用产物--有效磷是植物磷素营养源之一；过氧化氢酶和脱氢酶活性与土壤有机质的转化速度有密切的关系；多酚氧化酶能够反映土壤腐殖化状况，酶促氧化产物--醌与土壤中的氨基酸缩合成胡敏酸分子【7】。纤维素分解酶可作为表征土壤碳素循环速度的重要指标。关松荫等(1978)研究表明磷酸酶活性较强的土壤，是生产性能较好的土壤。黑垆土脲酶活性与玉米产量有密切关系，这一趋势在无肥区表现尤为明显(黄世纬，1981)。也有人观察到水稻土蛋白酶活性与水稻产量之间有一定的平行关系(马国瑞，1978)。多数研究者指出，土壤酶活性的变化，必然反映到土壤肥力上来，而且证明它们之间存在较好的相关性。酶活性状况较好的土壤，土壤生化过程较活跃，生产性能也较好【1】。土壤过氧化氢酶、蔗糖酶、磷酸酶、诚碌酶、蛋白酶和多酚氧化酶活性之间关系及总体活性对评价土壤肥力水平有重要意义【10,11】。一般情况下,土壤湿度较大时,酶活性较高,但土壤过湿时,酶活性减弱,土壤含水量减少,酶活性也减弱。土壤空气直接影响土壤酶活性,氧与脲酶活性有关。土壤有机质在各种酶的作用下,释放出特定的植物养分,因此,酶活性不仅与土壤肥力状况有关,而且与植物养分的有效性有关。如在真菌作用下,一些糖酶参与凋落物的分解,致使土壤中有效磷和有效氮增加。酸性磷酸酶活性与各种形态的土壤磷,酸性、碱性磷酸酶活性与小麦、三叶草根际中的有机磷均呈正相关。早在1926年,Waksman与Dubos就提出用土壤过氧化氢酶的活性作为土壤肥力指标。本世纪许多学者对酶活性与土壤肥力之间的关系作了大量研究,发现许多酶都表现出专属性,因此应该用与土壤主要肥力因素有关的、分布最广的酶活性的总体,而不是用个别的土壤酶活性表征土壤肥力水平【3】用土壤酶活性评价土壤肥力,是因为酶活性反映了土壤的综合性状,一种酶活性与多种土壤性状相联系,其中脲酶、磷酸酶、转化酶更是如此,它们从本质上反映了土壤中氮、碳、磷、钾的转化强度,以及pH和通透性等多种状态。同时酶活性是一种生物指标,它反映了生物的要求及其环境的适应能力。土壤酶活性不仅反映了土壤状态,而且反映了土壤的动态变化。因此,土壤酶活性具有综合性、生物性和动态性三个优点,作为土壤肥力指标是很有意义的。

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篇6

1材料和方法

1.1供试土壤与污染物供试土壤采自山东农业大学试验田土壤,土壤类型为棕壤，取样方法采用五点法，采集0~20cm耕作层土壤，室温下风干混匀，过2mm筛，备用。按照文献[34]测定土壤理化性质，见表1。三氯生标准品质量分数为99.5%(购自Sigma-Aldrich，USA)，溶于丙酮，配成5g/L储备液，置于4℃冰箱保存；其它试剂均为分析纯。

1.2实验设计与处理称取预培养好的土壤样品适量，向土样加入稀释至不同浓度的三氯生丙酮溶液,使土样中三氯生浓度分别为1、5、10、50、100mg/kg干土[29]，同时取一份加入相同量的丙酮作为对照，将土样与三氯生充分混匀,通风2h使溶剂挥发完全，并调节土壤含水量为最大持水量的60%，置于培养箱中，25℃恒温条件下避光培养,每2~3d补充水分，保持土样含水量为最大持水量的60%。培养后第7天、14天、21天、28天、35天和42天时分别取土样测定土壤脲酶和磷酸酶活性，第21天、28天、35天和42天时测定土壤过氧化氢酶活性，每个处理设3个重复。

1.3土壤酶活性测定方法脲酶活性的测定，用苯酚-次氯酸钠比色法[35],于波长578nm处比色,单位为mgNH4+-N/(g•h)；酸性磷酸酶活性的测定，采用磷酸苯二钠比色法[35],于波长410nm处比色,单位为酚mg/g，以风干土重。过氧化氢酶活性测定，采用滴定法，酶活性以单位土重消耗的0.02mol/L的高锰酸钾毫升数表示[35]。

1.4统计分析所有检测数据均重复3次,并用MicrosoftExcel2003进行平均值和标准方差运算,以（Mean±S）形式表示。

2结果与讨论

2.1投加三氯生对土壤脲酶活性的影响脲酶在土壤中存在十分广泛，是被深入研究的一种水解酶。脲酶与土壤中氮素转化密切相关,与蛋白物质一起参与土壤氮素循环。脲酶的酶促反应产物是氨，是植物氮源的重要来源之一。控制土壤脲酶活性的意义在于脲酶能够提高尿素氮肥的利用率，同时可以防止硝酸盐及亚硝酸盐的大量积累。三氯生对脲酶活性的影响状况见图1。由图1可以看出：在开始阶段（7d），与对照相比，不同浓度的三氯生对土壤脲酶活性起抑制作用，到21d时，脲酶活性趋于空白对照水平，随后28d时，低浓度水平的三氯生(≤50mg/kg)激活脲酶活性，高浓度水平的三氯生(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，高浓度的抑制作用大于低浓度，三氯生浓度为100mg/kg时，抑制作用最强烈。个人护理品中消毒杀菌剂应用后对土壤脲酶活性的影响尚未见报道，作者推测造成本次实验结果的原因可能是三氯生投加后，在培养初期抑制了部分较敏感的微生物，导致脲酶活性降低。而土壤酶活性从受抑制状态又恢复到初始状态，可能是三氯生的添加没有对土壤生态环境造成不可逆的破坏，在土壤微生物适应了环境的改变后，又有新的最适微生物存活繁殖，维护了土壤生态环境的平衡[36],随后土壤微生物适应了含有三氯生的环境后，脲酶活性有所增加，但在高浓度三氯生的持续作用下，多数土壤微生物产生明显的抑制作用，使得微生物生物量减少，微生物正常代谢过程中具有酶促作用的有机物释放量减少，导致脲酶活性被抑制。

2.2不同浓度三氯生对土壤酸性磷酸酶活性的影响状况土壤磷酸酶酶促作用能加速土壤有机磷的脱磷速度，可以表征土壤磷素有效化强度。图2表示不同浓度的三氯生对土壤酸性磷酸酶活性影响的趋势。由图2可知，与对照相比，三氯生对土壤酸性磷酸酶活性的影响,随培养时间及污染物浓度水平的不同而不同。三氯生含量低于50mg/kg时，在培养的前4周，对土壤酸性磷酸酶活性有不同程度的激活作用，而在第5周时表现出抑制作用，最后又刺激酶活性。而浓度为100mg/kg时，三氯生对土壤酸性磷酸酶活性有不同程度的抑制作用。即在较高浓度三氯生条件下，酸性磷酸酶活性先抑制，大约在第3周由抑制变为激活，第4和第5周时又抑制，最后恢复到对照水平。因此，低浓度的三氯生刺激土壤酸性磷酸酶活性，浓度高达100mg/kg时，三氯生抑制土壤酸性磷酸酶活性，但培养的后期磷酸酶活性恢复到对照水平。总体来说,投加三氯生对土壤酸性磷酸酶活性影响不大,这与NatashaJ等[29]和Liu等[33]的研究结果相近。在黏土和砂土2种土壤中研究不同浓度的三氯生对酸性磷酸酶活性影响的结果表明[29]，三氯生的应用在砂土中刺激了酸性磷酸酶活性，而在黏土中对磷酸酶活性没有影响，因此作者认为三氯生的影响作用与土壤类型有关，可能是土壤中微生物内在性质的不同决定了对三氯生的响应程度不同。但总体来说，2种土壤中三氯生的影响都不大。本研究中采用棕壤土，其理化性质与NatashaJ等[29]有很大不同，因此三氯生的影响也有所不同。Liu等[33]的研究同样表明，磷酸酶活性先增加到最大值后又降低了，尽管总体是抑制效应，但在培养过程中一直在变化，与三氯生浓度间是非线性关系，且培养的最后酶活性有所恢复。本实验在室内培养过程中，三氯生会发生降解，产生甲基三氯生[11]，因此在培养后期可能是甲基三氯生的毒性作用导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颗粒中，其生物可利用性降低，从而对土壤酶活性的抑制作用随着培养时间逐渐减弱，直至培养后期酶活性逐渐恢复到空白水平。

2.3三氯生对土壤过氧化氢酶活性的影响过氧化氢酶是一种分布很广泛的酶,它能促进过氧化氢对化合物的氧化作用,有利于防止它对生物体的毒害作用,其活性可以反映土壤呼吸强度,并与有机质含量、微生物数量等有关。不同浓度三氯生对土壤过氧化氢酶活性（以单位土重消耗的0.02mol/L的KMnO4溶液毫升数表示）影响状况见图3。如图3所示，在培养初期(21d)，不同浓度的三氯生对土壤过氧化氢酶活性没有影响，随着培养时间的延长，低浓度三氯生作用下，过氧化氢酶活性先升高，此后下降到对照水平。三氯生浓度高于50mg/kg时，在35d时抑制了过氧化氢酶活性，到42d时，50mg/kg的三氯生作用下，过氧化氢酶活性恢复到对照水平，而100mg/kg的三氯生仍然抑制土壤酶活性，本研究结果与张丽珍等[37]的有所不同。张丽珍等[37]研究了另一种个人护理品中的杀菌剂-三氯卡班对土壤过氧化氢酶活性的影响，研究表明三氯卡班对土壤过氧化氢酶活性表现为先抑制后激活作用，与本实验结果有所不同。可能是因为本实验中三氯生浓度100mg/kg远高于前者(70mg/kg)所致。本次实验结果的可能原因是，过氧化氢属于活性氧,对生物体有毒害作用,它在细胞代谢过程中不断产生和消除,处于低水平的动态平衡。本实验培养初期，三氯生的加入基本没有破坏该平衡，但在28d时，低浓度三氯生的胁迫使过氧化氢的产生和消除间的平衡遭到破坏,导致过氧化氢的积累[38],这就刺激了过氧化氢酶的分泌以消除多余的过氧化氢,表现为酶活性的增强，而高浓度的三氯生可能会抑制土壤中的大部分微生物，使过氧化氢酶的产生受到抑制，浓度越高，这种抑制作用持续时间越长。

3结论

篇7

1湿地生态系统预警的必要性

湿地生态质量是湿地环境质量的核心。它是以生态学理论为基础,从湿地生态系统层次上研究系统各组成、变化规律和相互间关系,以及人为作用下结构和功能的变化,从而评价湿地环境质量,因此湿地生态质量及其评价的综合性极强。对湿地生态质量进行预警,也就是对湿地生态系统层面上的预警研究,具有重要的现实意义。

1.1湿地生态系统的整体性

湿地生态系统是陆地与水域之间相互作用形成的特殊综合体,包括了所有的陆地淡水生态系统,如河流、湖泊、沼泽,以及陆地和海洋过渡地带的滨海湿地生态系统,同时还包括海洋边缘、部分咸水和半咸水水域,主要受地形、地质、土壤、水源、动物、植物、人类等因素的影响,应从整体上把握湿地结构、功能和变化,不能孤立地分析或研究以上因素[6]。湿地生态质量预警是对湿地生态系统各个成分进行综合考虑,从整体上把握湿地的生态质量。

1.2湿地生态系统的复杂性

生态系统指“物理、化学和生物学成分,如土壤、水、植物、动物和营养物,以及它们之间的相互作用”[7]。湿地生态系统提供了复杂完备的动植物群落,具有极其复杂的生物多样性。湿地生态系统是一个复杂的非线性动态过程,其内部各组成要素之间,以及各要素与外部环境之间是相互制约、相互作用的[8]。湿地生态系统构成要素发生作用的时空序列、影响强度和方向,以及它们之间的相互影响处于不断变化之中,单个构成要素的变化也会引起其它相关要素的变化,从而导致系统整体的重大变动,这就使湿地生态系统更具复杂性。湿地生态系统内部的陆地生态系统与水域生态系统,以及湿地生态系统与其它生态系统之间持续不断的进行着复杂的物质循环、能量流动和信息交换,从而维持系统的稳定,使湿地资源的价值得以持久、充分的体现,所以人们只有借助计算机系统才能对其复杂性有一个科学直观的认识。

1.3湿地生态系统的敏感性与生态脆弱性

湿地水文、土壤、气候相互作用,形成了湿地生态系统环境的主要因素。单个因素的改变会引起生态系统的变化,通常表现为对外界干扰的敏感性和受干扰后的不可恢复性,进而影响生物群落结构,引起湿地生态质量的变化。自然因素如洪水、干旱,以及人类活动如河流及地下水过度提取、水污染等严重影响了区域水文状况,进而影响到土壤呼吸、有机质和海洋湿地盐度等生态系统中的非生物因子,同时影响到湿地种群的组成和丰度、初级生产力、有机质累积以及营养物质循环,改变湿地结构和功能,导致生态质量下降。由于湿地生态系统的脆弱性,极易造成湿地生态质量降低。因此,必须建立湿地生态质量预警系统,及时预测和预报其动态变化,有效地维持湿地生态质量,使湿地生态系统得到健康运行。

1.4湿地生态系统调控的滞后性

由于湿地生态系统处在动态变化之中,人们开展了各种类型的动态监测,但都是在湿地生态质量退化发生之后才通过检测结果得到认识并采取相应的治理措施,而此时的湿地生态系统结构和功能已经受到一定程度的破坏,利用效益降低,致使我国的湿地管理缺乏超前性和持久性。鉴于此,必须进行湿地生态质量的预警研究。通过研究掌握湿地生态质量变化状况及其规律,预测一定时期内的变化方向与变化程度,采取适当措施进行调控,实现湿地生态系统调控的超前性,避免湿地退化,保障湿地资源的永续利用。

2湿地生态质量预警的意义

湿地生态质量预警就是在全面准确地把握区域湿地生态系统的运行状况和变化规律的基础上,对区域湿地生态质量的现状和未来进行测度,预报不正常状态的时空范围和危险程度,提出防范措施。湿地生态质量预警理论阐明了湿地生态质量变化规律,为湿地资源的可持续利用与管理提供参考依据。管理者利用预警的超前性,可以及时掌握湿地生态质量的变化趋势,不至于在警情爆发的情况下才采取补救措施,改变了湿地生态质量管理的滞后性。此外,湿地生态系统极其复杂,应借用一定的理论和方法对湿地生态质量进行全面的分析研究,把握湿地生态质量变化规律,以此为基础进行科学的调控决策和生态质量预警,及时了解湿地生态质量状况,进行科学管理,从而维持湿地生态过程的连续性、湿地生态系统结构的稳定性和功能的完整性。

3湿地生态质量预警的基本内容

3.1警义

警义即预警指标。选取预警指标时,既要结合我国不同区域的湿地状况,同时也要考虑所选取指标的全面性、主导性、易变性、科学性和可操作性。本文采用张峥等在有关自然保护区生态评价理论的基础上,建立了一套适合我国现状的湿地生态质量评价指标体系(表1)。多样性指标包括物种多样性和生境类型多样性[10],一般将鸟类作为湿地物种多样性的考察对象;代表性指标是度量湿地生态系统的生物区系,群落结构与所在地理省或某一生态地理区域整个生态系统相似程度的指标,生态系统的代表性状况需要全体物种加以反映;稀有性指标主要指湿地物种或生境等在自然界的存在数量[9],从而判断其稀有程度;自然性指标主要由人类对湿地的干扰程度来衡量;适宜性指标主要由野生生物所生存和繁衍的湿地环境中的湿地面积、水质条件和植被覆盖率等构成;生存威胁指标的稳定性指标反映了物种、群落、生态系统等对环境变化的内在敏感程度;人类威胁是指人类活动对湿地内生物、土壤、景观等自然资源造成的危害情况,分为直接威胁和间接威胁[10]。#p#分页标题#e#

3.2警情

警情是指事物发展过程中出现的极不正常的情况,也就是已经出现或将来可能出现的问题。警情是预警的前提。如湿地生态功能有较大幅度下降,就可认为出现了警情;湿地生态系统遭受自然和人类活动的破坏,导致湿地生态质量的下降,也可以认为出现了警情。湿地生态质量警情主要是指生态功能和利用效益的降低,也包括对湿地的盲目开垦和改造造成的我国天然湿地面积消减、功能下降、泥沙淤积日益严重等。

3.3警源

警源是指产生湿地生态质量系统警情的根源或源头,可分为自然警源、外在警源和内在警源[11]。自然警源是指各种可引发自然灾害从而对湿地生态质量造成破坏的自然因素,如洪涝、干旱、海水入侵等;外在警源是由湿地生态系统外输入的警源,主要指在经济利益驱使下不合理地开发利用湿地资源,导致湿地被破坏和退化的人类活动,过高的生产和生活资料价格会因人们的急功近利而加剧湿地退化;内在警源则是湿地生态系统自身的运行状况及机制,包括对湿地资源的开发利用行为、湿地管理行为、湿地资源保护制度、湿地资源产权制度等因素。如对湿地资源产权的界定不清,会引发人们的一些短期行为;我国湿地占用成本相对较低,一定程度上导致湿地遭遇危机。对警源加以区分,可使人们在进行湿地生态质量预警的过程中,对自然警源和内在警源进行预测,而对外在警源只能从宏观上加以把握,结合其发展规律,对预测结果做一个趋势上的修正[11]。

3.4警兆

警兆是指警情爆发之前的一种预兆,是警源过渡到警情的中间状态。湿地生态质量系统警兆包括景气警兆和动向警兆。景气警兆一般以实物运动为基础,表示湿地生态质量某一方面的景气程度[12]。如湿地生态系统中物种多样性程度、植被覆盖率、水质条件等均属景气警兆;而湿地生态系统内动植物资源的市场价格,人们的收入水平等这些并不直接表示湿地生态质量景气程度的指标,均属动向警兆。景气警兆属于内生变量,是湿地生态质量预警所能选取的指标;动向警兆属外生变量,与湿地生态质量无直接关系,定性分析时可作为预测依据,定量分析时不作为预警指标。

3.5警度

警度是衡量湿地生态质量系统警情的大小程度。一般分为无警、轻警、中警、重警和巨警。不同指标的警度值域可能不一样,或者同样的值域、不同指标的警度则不一样[12]。如对湿地生态系统内的鱼类总量来说,减少幅度在5%—10%为轻警;而对于湿地总面积来说,则可能为中警乃至重警。

3.6确定预测模型

在湿地生态质量预警指标体系中,对部分难以直接预测的指标,在保证其客观性的基础上,可通过调查和专家模糊评价法获得,而对于可以直接预测的预警指标,可以通过统计分析法中时间序列分析模型和回归模型,以及灰色系统方法中的灰色预测模型来预测。时间序列分析法:该方法可采用下述指数平滑模型求得序列的平滑预测值:^yt+1=^yt+α(yt-^yt)(1)…………………………式中,^yt+1、^yt为预测值,yt为实际值,α称为平滑常数。此式的物理意义在于预测值是前期实际值和预测值的加权和。其中,α的确定是按照优选法的规则,选择不同的α代入模型计算预测值序列,以实际值和预测值的差的平方和最小为准则,确定α值。回归分析法:此法是基于多年的实测资料,运用最小二乘法原理建立由相关因素求得预警指标预测值的一类方法。回归模型可用下式表示:y=a+Σbixi(2)…………………………………式中,y为预警指标的预测值,a为常数,bi为回归系数,xi为自变量的实测值。根据xi性质的不同和数量的多少,回归分析模型可分成多项式回归模型、数量化理论模型等。灰色预测法:GM(1,1)模型为该方法的基本算法,该类模型可用下式表示:^x(0)(t+1)=^x(1)(t+1)-^x(1)(t)(3)……………式中,^x(0)(t+1)为t+1年预警指标的预测值;^x(1)(t+1)为t+1年预警指标的累加生成模拟,^x(1)(t)为t年预警指标的预测值。

4湿地生态质量预警的基本思路及主要方法

湿地生态质量预警一般要经过确定警情、寻找警源、分析警兆、预报警度4个逻辑过程。湿地生态质量预警的技术流程见图3。依据湿地生态质量预警机制及预警对象与方法相匹配原则,湿地生态质量预警的基本方法有:①黑色预警,即根据警情的时间序列波动规律进行直接预警。②黄色预警,即根据警兆进行预警。此预警方法结合湿地生态质量的自身特性和系统的要求进行预警,根据警兆的警级预报警度进行分析,是一种由内因或外因到结果的分析,是最常用的预警方法。③红色预警,是依据警兆以及各种环境、人类活动因素进行估计。即在黄色预警的基础上,结合实际情况进行预测,做到定量分析与定性分析相结合。④绿色预警,是借助于遥感技术,依据警情指标的态势,特别是植被生长的绿色程度进行估计。⑤白色预警,是指基本掌握警因的条件下用计量技术进行预测[13]。此方法还不成熟,处于探索阶段。