土壤碳库的研究方法

土壤碳库的研究方法

目前国内土壤碳循环的研究主要是针对特定的地区、生态系统和生物群落以及对小区域农业土壤呼吸进行了CO。倍增的实验，这些仅仅是陆地生态系统碳循环的部分环节。近年来我国许多学者对中国陆地土壤有机碳库的估算和空间分布开展研究工作，一些学者还特别对我国特定区域和生态群落的SOC储量进行了探索。如对我国热带、亚热带地区土壤碳储量开展的研究工作，得出了按不同植被类型土壤等分类方式下的有机碳储量，分析了SOC在不同粒级土壤中的分布与转化(Zhao et a1．，1997)；对我国主要森林生态系统的碳储量和碳平衡通量的研究，初步表明我国主要森林生态系统的碳储量为28．1lPg，其中土壤碳库21．02Pg(周玉荣等，2000)。王绍强等(1999)利用1：400万土壤图，根据我国第一次土壤普查实测土体深度下的236个土壤剖面资料，统计出中国陆地生态系统土壤有机碳总量为100．18Pg。之后，他(2000)又根据我国第二次土壤普查实测土体深度下的2473个典型剖面数据，估算出我国土壤有机碳库总量为92．4Pg。解宪丽(2004)利用《中国土种志》(共六卷)和全国1：400万土壤图，估算得到中国水稻土O～lOOcm深度有机碳储量为2．9Pg，表层O～20cm为0．93Pg。潘根兴利用《中国土种志》(共六卷)和全国第二次土壤普查时的全国水稻土统计面积，估算得到中国水稻土耕层加犁底层有机碳储量为1．3Pg，我国的土壤有机碳储量储量为50Pg(Pan et a1．，2003)。李忠和金峰等人(2001，2000)根据我国第二次土壤普查数据，采用面积加权平均值的方法，对各土壤亚类的有机碳密度进行回归估算，统计出O～lOOcm土体的土壤有机碳贮量。李忠(2001)利用土壤有机碳与土壤剖面深度的统计回归模型，估算出我国东北地区232×104km2

土壤o～lOOcm剖面中有机碳储量为24．36Pg，占全球总储量的1．5％～1．7％；东南热带亚热带地区共94．3×104km2土壤中O～lOOcm的有机碳储量为9．35Pg，占全球热带地区总储量的1．8％～3．0％。金峰(2001，2000)统计出我国山东省共12．1×104km2土壤O～lOOcm土体中有机碳储量约为0．62Pg，对我国(除港、澳、台地区)共865．18×104km2土壤有机碳贮量的估算结果为81．7Pg。土壤是一个不均匀的三维结构体，在空间上呈现复杂的镶嵌性，且土壤与气候、植被和生物之间发生复杂的相互作用，因此土壤有机碳密度存在极大的空间变异性。当前土壤碳循环的研究仍是陆地碳循环研究中最不充分的部分，对土壤碳库的估计误差也很大。如对中国土壤有机碳库总量的估算结果从50Pg到180Pg，相差三倍多。由于不同研究者所采用的资料来源和统计样本容量不同，所包含的土壤碳属性数据不同，以及不同研究者所采用的深度标准、统计方法及估算的准确程度存在差异，所得结果必然存在差算差异。

1．土壤类型法

第二节土壤碳库的研究方法

一、剖面类型推算法

Bolin(1977)根据不同研究者发表的美国9个土壤剖面的有机碳含量，推算出全

球土壤有机碳库为710Pg。Bohn对全球土壤有机碳的统计工作是较典型的研究，

1976年他根据Gaussen与Hadrich(1965)编制的世界土壤图，并假设矿质土纲的体积质量为1．2，有机土纲(即泥炭土、沼泽土和某些半沼泽土)的体积质量为0．25，估计出全球lm深度土壤的有机碳库为2946Pg。1982年Bohn又根据相对较完整的FAO世界土壤图和187个剖面土壤有机碳含量，重新估计出全球土壤有机碳库为2200Pg。Batjes(1996)按土壤类型的研究方法也具有代表性。他将1：500万世界土壤图按0．5径度与0．5纬度的面积单元划分为259200个基本网

格单元，按每个单元的土种分布、土层厚度、土壤容重、有机碳和砾石含量共4353个剖面属性数据，计算出各个剖面的有机碳密度，用FAO／UNESCO土壤分

类单元对全球不同的土壤分类单元进行合并，计算出网格单元的平均碳密度，最后估算出全球o～100cm土层的有机碳贮量为1462～1548Pg。Eswaran(1993)使

用了更多的土壤剖面数据，涉及世界上45个国家共16000个土壤剖面，并从已发表的文献中综合了其他数据，以FAO／UNESCO世界土壤图作为面积计算依据，对全球土壤有机碳储量作了较详细的估算，总量约为1576Pg。Sombroek(1993)

使用FAO的数字化世界土壤图以及400个剖面数据计算的全球土壤有机碳库贮量只有1220Pg，比Eswaran和Batjes的估算结果小20％左右。这主要是由于使用不同的土壤分类系统、不同图件资料、剖面数目、估算精度等造成的。

我国东北地区土壤有机碳密度及其储量研究也采用过土壤类型法为基础，通过收集、增补东北地区共739个典型剖面的土壤普查资料，相对精确地估算出各种土壤类型0～lOOcm，O～30cm及0～20cm不同深度指标的有机碳储量及空间分布规律，为进一步精确估算全国土壤有机碳库量的可行性提供理论和方法依据。2．植被类型法

对我国热带、亚热带地区土壤碳储量作了初步研究，获得了不同植被类型和土壤分类方式下的有机碳储量，并分析了土壤有机碳在不同类型土壤中的分布与转化。周玉荣等(2000)对我国主要森林生态系统的碳储量和碳平衡通量进行了研究，估算出我国主要森林生态系统的碳储量为28．1lPg，其中土壤碳库占21．02Pg。李忠佩等(2002)对中国东部主要农田土壤有机碳库的平衡与趋势分析进行了阐述。王根绪等(2002)则从草地生态系统角度阐述了青藏高原草地土壤碳库及其全球意义。

3．生命带类型法

Post等(1982)根据生命带(I，ifezone)方法的研究比较具有代表性，该研

究以美国土壤保持局的数据为主要依据，使用了可反映全球各主要生命带2696

个土壤剖面数据，通过建立的土壤体积质量估计和土壤碳密度估计的两个回归方程，计算出全球lm厚度土层的土壤有机碳库储量为1395Pg，并建立了土壤碳密度与气候及植被分布之间的关系图。以后Post的数据被广泛引用和比较。但是该研究是在基于陆地主要植被类型面积的基础上进行统计计算的，而不是依据不同土壤类型的面积和分布进行计算，并且所收集的数据在取样和分析方法上都存在差异，因此对估计结果的精度必然产生一定的影响。

二、模型模拟法

目前在国际上影响较大的有两个模型。一是由英国土壤学家Jenkinson和Rayner予1977年建立的英国洛桑试验站土壤有机碳计算机模拟模型，简称“洛桑模型”。他们成功地模拟了英国洛桑实验站在120～135年之间田间试验典型处理的旱作农田土壤有机质的动态变化。另一个则是由美国生态学家Parton等于1987年建立的“世纪模型”(CENTURY模型)，包括农田、草地和森林等生态系统在内的土壤有机C、N、P、S循环子模型的CENTURY模型。继RothC、CENTURY

模型之后，DNDC(Liat eta1．，1992 1、DAISY(Hansen et a1．，1991)、

CNSP(McCaskill et a1．，1990)、SOMM(Chertoy et a1．，19971、CANDY(Frank et aI．，1995)等模型也相继建立起来。经过不断完善和发展，目前RothC模型已经较好地验证了世界许多地区长期定位试验点土壤表层(0～23cm)有机质含量的长期变化，DNDC模型也在欧洲和澳大利亚11个长期定位试验点进行了验证。除此之外，应用于这类研究的还有CARAIB、DEMETER一1、IMAGINE 2．0、ITE、NCSOIL、QSOIL、ROTHC、VVV、SOMM等模型。

目前国内比较有影响的动态模型有黄耀等人于2001年建立的农田土壤有机碳动态模拟模型和童成立与吴金水等人于2001年建立的土壤有机碳和养分循环计算机模拟模型(简称SCNC模型1。随后，童成立等人于2002年运用SCNC模型和洛桑模型 (RothC 26．31对长江中游湖南桃江和南县稻田长期定位监测点土壤有机碳的变化进行了模拟比较研究。结果表明，SCNC模型模拟土壤有机碳与实际监测值较为接近。此外，李克让等人于2003年利用0．50经纬网格分别率的气候、土壤和植被数据驱动的生物地球化学模型(CEVSA)，倪健(2001)基于1：400万土壤植被图以及其他数据资料利用模型(BIME03)对土壤有机碳储量进行

了估算。

近几十年来，土壤有机碳动态变化在模型研究方面已取得了巨大进步，多以利用长期定位试验点的数据来验证或修正模型，缺乏在宏观方面利用土壤有机碳空间变异性来验证或修正模型。

三、“3S”技术在土壤有机碳库研究中的应用

随着科学技术的发展，“3S”技术也渐渐运用于土壤有机碳库研究中。1984年Buringh运用美国农业部土壤保持局的土壤数据库，对全球土壤有机碳储量的统计结果为1427Pg。Lacelle(1997)建立了加拿大1：100万的数字化土壤图和由15000个土壤斑块组成的描述土壤景观及SOC含量的数据库，计算出加拿大土壤在0～30cm土层和0～100cm土层中的碳库量分别为72．8Pg和262．3Pg。俄罗斯在1：250万土壤分布图上建立了土壤碳的空间数据库，共划分了33个土壤地带，包括了不同土壤层次的腐殖质含量、土层体积质量以及石砾含量等，计算并绘制了俄罗斯全国0～20cm、0～50cm和0～100cm等不同土壤层厚度的有机碳库、o～100cm土壤深度的无机碳库的分布图，估计出俄罗斯土壤有机碳库总量为342．1Pg，无机碳庠为111．3Pg，因此土壤总碳库量。

为453．4Pg。Titlynanove等(1998)根据5850个土壤剖面的腐殖质含量数据和2300个土壤容重数据资料，建立了西伯利亚地区SOC数据库，计算出SOC储量为199Pg，占全球SOC库的13．3％，并模拟出20世纪西伯利亚耕作土壤中有机碳损失了1．12Pg(主要是由于土壤侵蚀)。然而，同一时段西伯利亚西部泥炭沉积却截存了1．5Pg碳，是耕作土壤损失量的1．5倍。

第三节土壤碳库的影响因素

土壤有机碳是指植物、动物及微生物的遗体、排泄物、分泌物及其部分分解产物和

土壤腐殖质。影响土壤中有机碳贮量变化的主要因子有两大类：自然因子和人为因子。外界的气候变化、水热条件、区域及理化环境、土壤特性等是影响土壤中有机碳贮量及循环模式的自然因子；人类活动通过改变土地利用方式及耕作管理措施等直接影响土壤中有机碳贮量，并通过林木过度砍伐、过度放牧、燃烧化石燃料等影响气候环境，从而间接影响土壤有机碳贮量。

一、自然因素与土壤理化性质的影响

土壤向大气释放的COz主要是土壤碳库中有机物质矿化作用的结果，也叫土壤呼吸。因此，土壤呼吸与SOC含量密切相关。土壤呼吸量的大小与生态系统中枯枝落叶的生产量直接相关，沿纬度形成明显的梯度(Swift&Anderson，1989)，土壤呼吸与温度和水分有密切关系(McDaniel&Munn，1985)。Pesterson等(1975)发现在冻原和亚极地森林土壤中，土壤呼吸与温度有线性关系；Moore(1987)研究认为北方森林和冻原有机质的分解主要是低温限制；Heal等(1981)发现排水良好的冻原和泰加林土壤微生物的呼吸在一5～25 oC范围内与温度直接相关。温度对土壤呼吸的作用受土壤水分含量的影响，水分过多的情况下，会限制温度的作用；同样土壤水分偏低的情况下，也会限制温度的作用。因此，在沼泽、积水冻原、湿地等生态系统中，土壤呼吸与温度的关系是非线性的(Moore，1984)，但在广大的温带地区的森林和草地，土壤呼吸很少受到土壤水分的限制(Coleman&Sasson，1980)。在干旱地带的草地和荒漠，增加水分则明显加快土壤呼吸(Hunt，1978)。温度对土壤微生物呼吸的影响一般用Q-o函数关系表示，即温度增加10℃，微生物呼吸作用增加的倍数。通常Q，。一2，但在不同的生态系统中Q·o值是不同的。在温暖地区Q-。值较低，而在寒冷地区Q。。值则较高。例如，在暖温带落叶阔叶林中土壤呼吸Q-。一2，但在冻原生态系统中Q。。一3．7

(Singh&Gupta，1977)。尽管Q-o不同，但温度和土壤呼吸的相关关系是明显的。除温度和水分外，土壤的透气性、土地利用类型、地表覆盖度等也是影响土壤呼吸的主要因子，这些影响因子之间的关系如图16—2。

在不同的研究区域和不同的分辨率尺度上的研究结果表明，影响SOC储量的主要决定因素因区域环境不同而存在差异(Lal，1999)。Smith(1951)研究发现，随海拔高度的上升、降雨量增大和气温的降低，山顶土壤有机碳含量显著高于山底土壤。

BurkP笺f1989、在姜围巾郝女平厢苴舶卜研容t^蜘．SOC含罾瞄降雨署和+域黏特会量增加而增加，随温度增加而降低；而Davidson等(1993)采用几种方法对迈阿密州土壤的研究表明，SOC含量与土壤排水有密切相关。Percival等(20003对新西兰草地土壤的研究认为，黏粒含量、降雨量、温度与SOC含攘之间有一定的联系，但起决定作用的是土壤中的铝氧化物含量。

从土壤内部环境来说，酸|生较强的土壤环境可以抑制土壤微生物活动，减缓有机碳分解(Yanaba&Jenkinson，1990；Jenkinson&Yanaba，1977)。土壤质地也是影响土壤有机碳贮量变化的重要因子。研究表明，土壤黏粒对土壤有机质具有一定的保护作用(Martel&Paul，1974；Shields&Paul，1973)，因为土壤黏粒可以改善土壤水分与肥力，从而促进了形成土壤腐殖质所需的植物残体的生长，并直接吸附腐殖质，阻碍腐殖质进一步分解与腐殖质化(Anderson et a1．，1981)。Virakonphanich(1988)认为土壤黏粒吸附有机碳并封闭在微小的空隙中，阻碍了微生物的分解从而保护了有机碳。Greenland(1992)也认为土壤不同质地的通透性影响空气和水分的运动，黏粒能减缓有机质的分解速率。Nichols(1984)证明了较温暖的北美草原南部土壤有机碳与土壤黏粒含量呈正相关，而McDaniel等(1985)、Sims等(1985)的研究则证明板结的砂性土壤含有更高的有机碳。

二、人为因素的影响

地球从诞生到今天已有46亿年的历史了，而人类历史迄今只有几千年，然

而人类的出现却对地球环境产生了深远的影响。人类在生物进化的自然竞争中，已开始影响到地球环境，尤其是从19世纪上半叶的西方工业革命以来，全球工业化进程推动了人类文明的发展，人类在经济、文化、科技等领域取得Et新月异的进步，但同时也更加扩大了人类的生产活动领域，特别是近几十年来，由于世界人口不断增长，使得人类无限制地向地球索取资源，而不顾地球的承受能力，破坏了人与自然的平衡与和谐。由于人类活动如工业废气的排放、化石燃料燃烧、森林破坏、土地利用与管理措施的变化等，导致了大气中温室气体含量的增加，从而引起全球气候变暖。这种变化超越了气候的自然加了易溶性和易分解碳的输入，将促使土壤微生物对易溶性基质的优先利用，阻止了顽固植物碎屑和固有的土壤有机质的分解。Jenkinson等(1995)根据Rothamsted模型模拟结果估计，

如果全球温度每年升高0．03℃，全球土壤在未来的60年将从土壤有机质中增

加C02一C排放61Pg。Trunbore等(1996)的研究也认为，相对小的温度变化(士0．5"C)就会使土壤成为大气COz重要的源或汇，在温度升高0．5℃后的第1年，森林土壤会释放约1．4Pg的碳(相当于每年燃烧化石燃料释放的碳的25％)，在全球范围内温度升高0．5℃会使处于稳定状态的土壤碳库下降约6％。另外，气候变暖导致永久冻土的融化，也会使土壤中大量的碳以COz、CH。和其他痕量气体排向大气，进一步扩大温室效应(Bocheim et a1．，1997)。已有研究证实，20世纪70"一80年代气候变暖已使美国阿拉斯加北坡冻原由碳汇变为碳源(Oechel et a1．，1993)。

三、土壤固碳潜力

土壤中含有有机碳和无机碳酸盐两种形态的碳，后者是生物不能直接利用的。全球土壤中无机碳酸盐约有1000Pg，而土壤中储存的有机碳(SOC)高达1500Pg，是大气C02总量的3倍、陆地生物碳量的约2．5倍(潘根兴，2005)，土壤是陆地生态系统中最大的碳库。土壤碳通过呼吸产生的COz排放是决定陆地生态系统碳平衡的主要因子，与大气COz的交换快速。因此，，土壤碳库的稳定、增长或

释放都与大气碳库的变化有重要的关系，土壤能否增加碳储存是关乎陆地生态系统能否继续发挥对大气COz吸收与固定的碳汇效应的重要理论基础(潘根兴，2005)。

越来越多的研究认为，在一定的气候、地形和母质条件下，如果土地利用的方式不变，土壤的碳贮量将趋于一个稳定值，即土壤碳库的饱和水平(韩冰，2005)，土壤碳贮量在达到饱和水平前的剩余容量，通常称为土壤固碳潜力。目前，耕地土壤和侵蚀或退化土壤的固碳潜力成为土壤固碳潜力研究的重点。

自《京都议定书》签约以来，国际组织和各主要国家纷纷出台国家间和政府的重大科技计划项目，开展对耕地土壤固碳潜力及其实现途径的分析研究，以作为制定CO。排放清单及提出减排配额的依据。欧盟在Eurocarbon Cluster Projects一揽子计划中开展了对欧盟15国土壤固碳潜力的研究；美国和加拿大在21世纪初由农垦部负责完成了全国农业土壤有机碳库与固碳潜力的研究；德

国通过国家科学基金会的优先项目正进行着全国农业土壤固碳潜力及其机制的

研究；法国由国家农业科学院(INRA)完成了全国土壤普查基础上的资料汇总与固碳潜力估计的研究；英国也已完成了农业土壤有机碳储量及固碳潜力的评价工作；比利时由根特大学土壤管理系为主正在进行国家尺度的研究。美国和欧洲还专门拨款研究耕地土壤固碳的技术经济，专门分析了农民在不同经济政策下的技术选

择对耕地土壤固碳规模的影响。世界粮农组织对耕地的固碳也十分重视，其对世界耕地土壤的有机碳储存与各种利用措施情景下的固碳潜力与可行性进行了综合分析，其成果集中反映在World Soil Report No．196。值得注意的是，自2002年以来，美国分别由国家科学基金会(NSF)和能源部牵头在全国各大区设立了政府资助的土壤固碳研究中心，其主要任务是研究土壤特别是农业土壤的固碳技术与效益。最近，意大利政府拨出600万欧元研究促进土壤固碳的实用技术，这一项目由Napoli大学应用化学系教授、世界土壤学联合会土壤化学委员会主席Piccolo博士领导的课题组承担。上述国际动态充分反映了各国政府对土壤碳库动态与固碳潜力的重视，这些研究实际上也体现了各国政府期望通过土壤固碳而争取更多碳排放配额的要求(潘根兴，2005)。

发达国家科学界十分关注人为利用管理下土壤固碳潜力的变化，配合土壤固碳机理及其影响因素的研究，分析与预测未来可能通过改变管理政策与农业技术途径而提高固碳能力成为研究的一大发展方向。自从Hassink(1996)发表了自然土壤中有机碳固定服从于土壤黏粒含量的研究报告后，土壤碳固定的微团聚体保护机制研究在西方甚为活跃。不同农业管理措施对土壤固碳的影响主要是通过对土壤微团聚体更新与转化的改变，从而使有机碳的保护机制发生变化所致。因而，在微观上，对不同条件下土壤固碳潜力与机制的微团聚体的研究报道la益增多。另一方面，在宏观上，对于不同因素对土壤固碳影响的综合研究也开始活跃起来。2002年，美国橡树岭国家生态实验室的West和Post发表了对全球100多个国家的土壤肥料长期试验地土壤碳动态的分析报告，评价了全球通过合理轮作和耕作措施促进土壤固碳的潜力；最近，美国Colorado大学国家资源生态实验室科学家发表了对全球不同气候带100多个土壤与农业管理的长期试验和实验研究点的分析报告，评价了不同的农业管理措施对土壤固碳的影响强度及其随气候条件的变化。同时，这个实验室还对美国每个主要作物带在不同农业管理措施下的土壤固碳容量与速率进行了预测研究。这些研究反映了国际社会和科学界对农业土壤固碳能力及其未来变化趋势的关注，更代表了不同国家通过摸清其固碳家底来判断其应对国际温室气体减排的努力方向与对策选择的需求。在《京都议定书》正式生效后，无论是对于目前已承担义务的发达国家还是对于未来可能承担义务的发展中国家，这种研究都十分必要(潘根兴，2005)。

侵蚀或退化土壤，土壤的有机质状态还远未达到饱和，在土壤的恢复重建过程中，土壤的固碳潜力巨大。而不同的气候、地形条件，土壤保护和利用方式，不同类型的土壤或不同母质类型发育的土壤，土壤的固碳潜力又有所差别。以江西兴国县侵蚀土壤固碳潜力的研究为例，结果表明，不同土壤类型有机碳积聚潜力明显不同。红壤表层单位面积有机碳积聚潜力最大，为26．76t／hm2(表16—2)，而黄红壤和黄壤最低，分别只有6．32t／hm2和10．38t／hm2，黄红壤单位面积表层碳积聚潜力只有红壤的约1／4。从单位面积土壤剖面碳积聚潜力来看，黄壤和黄红壤最高，棕红壤最低，红壤居中，为48．39t／hmz。从各类土壤总的碳积聚潜力来看，红壤最大，其表层和整个剖面的潜力分别为2．94Tg 和5．32Tg，而黄壤最小，其表层和整个剖面的碳积聚潜力分别只有0．03Tg和0．15Tg。不同母质发育的侵蚀土壤，碳积聚潜力也有明显不同(表16—3)，尤其是表层，差异很大，紫红色砂页岩和第四纪红色黏土发育的土壤单位面积有机碳积聚的潜力最大，分别为31．38t／hm2和30．88t／hm2，而千枚岩发育的土壤只有13．58t／hm2，前者是后者的2倍多，其积聚碳潜力从大到小的顺序为紫红色砂页岩>第四纪红黏土>红砂岩>花岗岩>千枚岩。就土壤剖面而言，不同成

土母质的差异要小一些，其碳积聚潜力的顺序与表层略有差异。大小顺序为紫红色砂页岩>第四纪红黏土>红砂岩>千枚岩>花岗岩。其中最大的是紫红色砂页岩发育的土壤，单位面积剖面碳积聚潜力达到65．08t／hm2，最小的是花岗岩发育的土壤，只有46．72t／hm2。从各种卤阜再陪凸曲础们娶嗽-／1立菩采咎且事臣 {东旦丰谴蛰f而Ⅱ|iii惠粼相同抓旦罩特

土壤微生物量碳测定方法

土壤微生物量碳测定方法及应用 土壤微生物量碳（Soil microbial biomass）不仅对土壤有机质和养分的循环起着主要作用，同时是一个重要活性养分库，直接调控着土壤养分（如氮、磷和硫等）的保持和释放及其植物有效性。近40年来，土壤微生物生物量的研究已成为土壤学研究热点之一。由于土壤微生物的碳含量通常是恒定的，因此采用土壤微生物碳(Microbial biomass carbon, Bc)来表示土壤微生物生物量的大小。测定土壤微生物碳的主要方法为熏蒸培养法（Fumigation-incubation, FI）和熏蒸提取法（Fumigation-extraction, FE）。 熏蒸提取法（FE法） 由于熏蒸培养法测定土壤微生物量碳不仅需要较长的时间而且不适合于强酸性土壤、加 入新鲜有机底物的土壤以及水田土壤。Voroney (1983)发现熏蒸土壤用0.5mol·L-1K 2SO 4 提取 液提取的碳量与生物微生物量有很好的相关性。Vance等(1987)建立了熏蒸提取法测定土壤 微生物碳的基本方法：该方法用0.5mol·L-1K 2SO 4 提取剂（水土比1：4）直接提取熏蒸和不熏 蒸土壤，提取液中有机碳含量用重铬酸钾氧化法测定；以熏蒸与不熏蒸土壤提取的有机碳增 加量除以转换系数K EC (取值0.38)来计算土壤微生物碳。 Wu等（1990）通过采用熏蒸培养法和熏蒸提取法比较研究，建立了熏蒸提取——碳自动一起法测定土壤微生物碳。该方法大幅度提高提取液中有机碳的测定速度和测定结果的准确度。 林启美等（1999）对熏蒸提取-重铬酸钾氧化法中提取液的水土比以及氧化剂进行了改进，以提高该方法的测定结果的重复性和准确性。 对于熏蒸提取法测定土壤微生物生物碳的转换系数K EC 的取值，有很多研究进行了大量的 研究。测定K EC 值的实验方法有：直接法（加入培养微生物、用14C底物标记土壤微生物）和间接法（与熏蒸培养法、显微镜观测法、ATP法及底物诱导呼吸法比较）。提取液中有机碳的 测定方法不同（如氧化法和仪器法），那么转换系数K EC 取值也不同，如采用氧化法和一起法 K EC 值分别为0.38（Vance等，1987）和0.45（Wu等，1990）。不同类型土壤（表层）的K EC 值有较大不同，其值变化为0.20-0.50（Sparling等，1988，1990；Bremer等，1990）。Dictor 等（1998）研究表明同一土壤剖面中不同浓度土层土壤的转换系数K EC 有较大的差异，从表层 0-20cm土壤的K EC 为0.41，逐步降低到180-220cm土壤的K EC 为0.31。 一、基本原理 熏蒸提取法测定微生物碳的基本原理是：氯仿熏蒸土壤时由于微生物的细胞膜被氯仿破 坏而杀死，微生物中部分组分成分特别是细胞质在酶的作用下自溶和转化为K 2SO 4 溶液可提取 成分（Joergensen,1996）。采用重铬酸钾氧化法或碳-自动分析仪器法测定提取液中的碳含量，以熏蒸与不熏蒸土壤中提取碳增量除以转换系数K EC 来估计土壤微生物碳。 二、试剂配制 （1）硫酸钾提取剂（0.5mol·L-1）：取871.25g分析纯硫酸钾溶解于蒸馏水中，定溶至10L。 由于硫酸钾较难溶解，配制时可用20L塑料桶密闭后置于苗床上（60-100rev·min-1）12小时即可完全溶解。 （2） 0.2 mol·L-1（1/6K 2Cr 2 O 7 ）标准溶液：称取130℃烘2-3小时的K 2 Cr 2 O 7 （分析纯）9.806g 于1L大烧杯中，加去离子水使其溶解，定溶至1L。K 2Cr 2 O 7 较难溶解，可加热加快其溶 解。 （3） 0.1000 mol·L-1（1/6K 2Cr 2 O 7 ）标准溶液：取经130℃烘2-3小时的分析纯重铬酸钾4.903g， 用蒸馏水溶解并定溶至1L。

土壤有机碳分类及其研究进展1

土壤有机碳( SOC)是土壤学和环境科学研究的热点问题之一，土壤有机碳库的动态平衡直接影响着土壤肥力的保持与提高，进而影响土壤质量的优劣和作物产量的高低，因而土壤有机碳的变化最终会影响土壤乃至整个陆地生态系统的可持续性。土壤有机碳包括活性有机碳和非活性有机碳。土壤活性有机碳是指在一定的时空条件下，受环境条件影响强烈的、易氧化分解的、对植物和微生物活性影响比较高的那一部分土壤碳素。根据测定方法和有机碳组分不同,土壤活性有机碳又表述为溶解性有机碳（DOC：dissolved organic carbon）、水溶性有机碳（water-soluble organic carbon）、微生物生物量碳（MBC：Microbial biomass carbon）、轻组有机碳和易氧化有机碳，可在不同程度上反映土壤有机碳的有效性和土壤质量。 国外研究进展 国外对土壤有机碳的研究开始较早, 在20世纪60年代, 就有学者开始进行全球土壤有机碳总库存量研究。但早期对土壤有机碳库存量的估算大都是根据少数土壤剖面资料进行的。如1951年Rubey根据不同研究者发表的关于美国9个土壤剖面的有机碳含量, 推算出全球土壤有机碳库存量为710 Pg。1976年Bohn利用土壤分布图及相关土组( soil association)的有机碳含量, 估计出全球土壤有机碳库存量为2946Pg。这两个估计值成为当前对全球土壤有机碳库存量的上下限值。20世纪80年代，由于研究全球碳循环与气候、植被及人类活动等因素之间相互关系的需要,统计方法开始被应用于土壤有机碳库存量

的估算。如Post等在Holdridge生命带模型基础上，估算了全球土壤碳密度的地理分布与植被及气候因子之间的相互关系，提出全球1m 厚度土壤有机碳库存量为1 395 Pg。 20世纪90年代以来, 随着遥感(RS)、地理信息系统(GIS) 和全球定位系统(GPS) 技术的发展, 为土壤有机碳研究提供了新的方法和手段。3S技术被应用于区域或全球土壤有机碳库存量大小、有机碳密度的空间分布差异等方面的研究。发达国家已在区域尺度上开展了相关研究工作。如俄罗斯在1B250万土壤分布图上建立了土壤碳空间数据库，计算出俄罗斯0~ 20 cm、0~ 50 cm和0~100 cm等不同土层有机碳库存量，估计出俄罗斯土壤有机碳库存总量为34211 Pg，无机碳库存总量为11113 Pg，土壤总碳库存量为45314 Pg，并绘制了俄罗斯0~ 100 cm土层无机碳库存量分布图。加拿大建立了1B100万的数字化土壤分布图及土壤碳数据库，并计算出加拿大0 ~ 30 cm 土层和0 ~100 cm土层土壤有机碳库存量分别为7011 Pg和249 Pg。 世界各国不同研究者对全球土壤有机碳库存量的估算方法并无本质区别，但由于所用资料来源与土壤分类方式不同，土壤有机碳库存量的估计值有较大差异。全球土壤1 m内土壤有机碳库大约是植被碳库的115~ 3倍，如此巨大的土壤有机碳库,即使其发生很轻微变动，都会引起大气中CO2浓度变化，进而影响全球气候变化。因此，土壤有机碳库存量研究成为全球变化的研究热点之一。 国内研究进展 我国学者非常关注土壤碳循环研究，并在土壤有机碳库存量研究

土壤碳含量

试剂：0.4N重铬酸钾—硫酸溶液（称取化学纯重铬酸钾20.00克，溶于500毫升蒸馏水中（必要时可加热溶解），冷却后，缓缓加入化学纯浓硫酸500毫升于重铬酸钾溶液中，并不断搅动，冷却后定容至1000毫升，贮于棕色试剂瓶中备用。）、0.2N硫酸亚铁溶液（称取硫酸亚铁（FeSO4·7H2O）56克，溶于500毫升蒸馏水中，加浓硫酸5ml，然后再加蒸馏水稀释至1升，贮于棕色瓶中，用时需标定）、邻菲啰啉指示剂（称取此指示剂1.49g与FeSO4·7H2O 0.695g溶于含100ml水溶液中。此指示剂易变质，应密闭保存于棕色瓶中。）、0.1N重铬酸钾标准溶液（称取经130℃烘1.5h的优级纯重铬酸钾（4.1）9.807g，先用少量水溶解，然后移入1L容量瓶内，加水定容。） 操作步骤：准确称取通过0.25毫米筛孔的土样0.1000～0.5000克，土样数量视有机质含量多少而定。有机质含量大于5%的称土样0.2克以下，4～5%的称0.3～0.2克，3～4%的称0.4～0.3克，2～3%的称0.5～0.4克，小于2%则称0.5以上。由于土样数量少，为了减少称样误差，好最用减量法。将土样放入干燥的硬性试管中，用移液管准确加入0.4N的重铬酸钾—硫酸溶液10毫升（先加入3毫升，摇动试管，使溶液与土混匀，然后再加其余的7毫升），在试管上套一小漏斗，以冷凝蒸出的水汽，把试管放入铁丝笼中。将装有试管的铁丝笼（每笼应有1～2个试管做空白试验，用灼烧过的土壤代替土样，其他手续均相同）放入温度为185～190℃的油浴锅中，要求放入后油浴锅温度下降至170～180℃左右，以后必须控制温度在170～180℃，当试管内液体开始沸腾（溶液表面开始翻动，有较大的气泡发生）时记时，缓缓煮沸5分钟，取出铁丝笼，稍冷，用纸擦净试管外部的油液。等试管冷却后，将试管内溶液倒入250毫升三角瓶中，用蒸馏水冼净试管内部及小漏斗的内部，洗涤液均冲洗至三角瓶中，最后总的体积约60～70毫升。滴加3～4滴邻啡啰啉指示剂，此时溶液为橙**，用已标定过的硫酸亚铁溶液滴定，溶液由橙**经过绿色突变到砖红色即为终点。 结果计算：根据前面所述的反应式，1毫克当量的重铬酸钾相当于3毫克碳（1毫克当量的碳），按有机质平均含碳58%作为计算标准，在求得碳的含量乘以系数1.724和校正系数1.1，

全球环境变化对土壤有机碳库影响的研究进展_1(精)

第29卷第1期2010年 2月 四川环境 S I CHUAN ENV I RONM ENT Vol 129,No 11February 2010 #综述# 收稿日期:2009-08-26 基金项目:国家科技部科技支撑重大项目(2006BAC 01A14;上海 市科委重点科技攻关项目(072312032。 作者简介:席雪飞(1987-,女,河北石家庄人,同济大学环境工程 专业2008级在读硕士研究生。主要从事环境生态学和环境污染防治研究。 全球环境变化对土壤有机碳库影响的研究进展 席雪飞,王磊,贾建伟,唐玉姝 (同济大学环境科学与工程学院污染控制与资源化研究国家重点实验室,上海200092 摘要:全球环境变化对土壤生态系统有机碳库的影响是当前研究的热点。本文综述了大气C O 2浓度升高、温度上升、 氮沉降等环境因素变化对土壤有机碳输入与土壤呼吸可能的影响,介绍了关于全球环境变化对土壤有机碳库影响的研究手段及其存在的问题,并就今后研究土壤有机碳对全球变化的响应提出了几点建议。关键词:全球环境变化;土壤有机碳库;CO 2浓度升高;全球变暖;氮沉降中图分类号:X 53 文献标识码:A 文章编号:1001-3644(201001-0115-06

Research Progress on Effect of G lobal Environ m entalChange on SoilO rganic Carbon Pool X I Xue -fe,i WANG Le,i JI A Ji a n-w e,i TANG Yu-shu (S t ate K ey Laboratory of P ollution Control&Resource Reuse ,School of Environ m ental Science &Eng ineering,T ongj i Universit y,Shanghai 200092,China Abstract :T he eff ect o f g l oba l environ mental change on so il organic carbon poo l has became a research hot poi n. t In this paper ,the possi ble effects of env i ron m ental f actors such as e leva ted CO 2concentrati on i n at m osphere ,e l evated a ir temperature and nitrogen deposition on so il org an i c carbon i nput and soil resp i ration are rev i ewed .And t he m eans used f o r study i ng the effect o f g l oba l env i ron m enta l change on so il carbon poo,l as we ll as the i r ex i sti ng prob le m s are also i ntroduced .Sequenti a lly suggesti ons on furt her research on response of so il org an i c carbon to g loba l environmenta l change are propo sed . K eyw ords :G loba l env iron m enta l change ;so il org an i c carbon poo ; l e leva ted CO 2concentration ;g loba l w ar m i ng;nitrogen depos i tion 土壤有机碳是全球碳循环中重要的碳库。据统计土壤有机碳库是大气碳库的3倍,大约是植被的 215~3倍左右[1] ,成为地球表层最大的有机碳库,是全球生物化学循环中极其重要的生态因子,因而土壤有机碳库的变化日益成为全球有机碳研究的热点[2]

保护性耕作下土壤碳库管理指数的研究

第20卷第3期2006年6月 水土保持学报 Journal of S oil and Water Conservation Vol.20No.3 J un.,2006 　保护性耕作下土壤碳库管理指数的研究 李　琳,李素娟,张海林,陈阜3 (中国农业大学农学与生物技术学院,北京100094) 摘要:以保护性耕作长期定位试验为研究对象,分析了保护性耕作对土壤不同层次的总碳、活性碳的影响,并计 算了各处理的碳库活度、碳库活度指数和碳库管理指数。结果表明,土壤总有机碳和活性碳均随土层的增加而减 少,其0～30cm平均总有机碳含量大小为旋耕>免耕>翻耕>对照,秸秆还田提高土壤耕层总有机碳,旋耕和免 耕提高表层土壤有机碳,且差异达到显著水平;土壤活性碳平均含量为旋耕>翻耕>对照>免耕,旋耕和翻耕提 高土壤活性碳,免耕则降低土壤活性碳,尤其是10～20cm土层活性碳比旋耕下降了27133%。华北平原0～30 cm土层的碳库各项指数受表层的影响比较大,其中保护性耕作(少免耕和秸秆还田)能增加土层的总有机碳、稳 态碳和碳库指数;而翻耕秸秆还田则提高了土壤的A和AI,少免耕则降低了土壤的A和AI;就碳库管理指数来 讲,秸秆还田的贡献大于耕作措施。 关键词:保护性耕作;　总有机碳;　活性碳;　碳库管理指数 中图分类号:S153161;S157.42 文献标识码:A 文章编号:100922242(2006)0320106204 Study on Soil C Pool Management Index of Conversation Tillage L I Lin,L I Su2juan,ZHAN G Hai2lin,CHEN Fu3 (College of A gronomy and Biotechnology,China A gricultural U niversity,Beijing100094) Abstract:The TOC(total organic carbon),AC(active carbon)pool and CPM I(carbon pool management index) of soils in long term conversation tillage were discussed1The results indicated that TOC and AC pool were de2 creased with deeper layer,The average TOC order of0～30cm by conversation tillage was X(minimum tillage)> M(no2tillage)>F(moldboard plow tillage)>C K1Stubble return increased TOC in0～20cm layer,while X and M significant increased TOC in0～10cm layer1The average AC order of0～30cm layer by conversation tillage was X>F>C K>M1X and F enhanced AC,while M reduced AC especially in10～20cm layer it was27133% lower than X1The average CPM I was effect by0～10cm layer in Huabei plain,and conversation tillage improved TOC,UAC(unactive carbon)and CPM I1F added A and A I,while X and M lessened them1Stubble return effect more than tillage form for CPM I1 K ey w ords:conversation tillage;　TOC;　AC;　CPM I 土壤有机碳库是由不同稳定性的组分组成,其概念性库包括活跃、慢性和惰性库。土壤总有机碳可能在较短时间内对因农业管理措施导致的土壤质量的变化反映不甚敏感[1]。因此,前人试图用土壤有机碳亚库来指示全碳变化[2]。其中农业生产措施(如土壤耕作管理、植物残体或有机物料的还田等)引起土壤碳库的最初变化主要是易分解、矿化,即活性碳部分[3]。一些研究发现,土壤活性有机碳对耕作方式和秸秆还田的反应更为迅速[4]。尽管这部分碳素占全碳的比例很小,但它们对土壤碳素的转化很重要,而且与土壤生产力密切相关[3]。测定土壤活性有机碳组分方面,提出过许多方法,如物理组分、化学氧化和生物活性测定法等[5]。这些方法中,KMnO4氧化法被认为是简单易行,并被广泛用来研究农业生产措施对土壤活性有机碳的影响[1]。这个方法最早由Loginow等(1987)提出,他根据高锰酸钾氧化强度来确定土壤有机碳的活性部分。Blair等对此方法进行了修改,并在此基础上提出了表示土壤活性碳的一些相关概念。国外在这方面的研究已经不少[6],而我国的研究还不多[7]。保护性耕作是对农田实行免耕、少耕,并用作物秸秆覆盖地表,以减少风蚀、水蚀,提高土地肥力和抗旱能力的先进农业耕作技术[8]。近年来的研究表明,保护性耕作有利于土壤碳固定,减少温室气体排放,通过改变农业管理措施(耕作措施和秸秆覆盖)和农业投入而使农田生态系统中土壤碳含量提高,同时减少CO2向大气中的释放[9]。但是关于耕作措施对土壤活性碳库及碳库管理指数的影响还未见报道。本研究运用高锰酸钾氧化法测定了保护性耕作下土壤活性碳,并计算出了土壤碳库管理指数,旨在探讨 收稿日期:2005212212　3通讯作者 基金项目:国家重大科技专项:粮食主产区保护性耕作制与关键技术(2004BA520A14) 作者简介:李琳,女,生于1979年,博士研究生。主要进行宏观农业及保护性耕作研究。Email:lilin991213@https://www.sodocs.net/doc/6d1971037.html,

土壤总碳和有机碳分析测试技术

土壤有机碳分析测试技术 1、所需仪器：multi-C/N310主机和HT1300固体模块；载气：高纯氧气，纯度≥99.995%，最好使用99.999%； 2、瓷舟：用于盛放土壤样品，加盐酸反应去除无机碳，然后把待测样品送进炉膛测试用。注意事项：新的瓷舟和用过后长时间存放的瓷舟在使用之前先在马弗炉内1000 ℃烧1小时去除杂质； 3、HT1300测试条件炉温：1050±10 ℃，流速100±10 mL； 4、土壤样品预处理：风干土或者50 ℃烘干土，过100目筛； 5、土壤进样量要求：样品中碳的总含量≥1 mg，最好能达到3 mg； 6、样品进样处理：测量总碳（TC），称取一定量的干土直接进样，所需样品的量需根据毛估的土壤总碳含量决定，一般瓷舟盛放样品不宜超过500 mg，最好不超过800 mg，样品过多容易洒出，低估土壤碳含量；测量土壤有机碳（TOC），称取一定量的土壤样品，所需样品的量需根据毛估的土壤有机碳含量决定，一般瓷舟盛放样品最好不超过500 mg，样品过多在加盐酸反应会有气泡，容易洒出样品，低估土壤有机碳含量，然后加入过量的0.1 mol/L的HCl（盐酸浓度也可根据土壤无机碳含量调整）去除土壤无机碳，然后100 ℃烘3-12小时，之后继续在烘箱中以50 ℃保存，然后一边测量，一边从烘箱中拿出，即拿即测，一般四个一组为佳，因为加盐酸处理后的土壤很容易吸水，这样进样后水分生成的水汽加灰尘很容易堵塞气路的灰尘过滤器； 7、所需要的耗材：高纯铜丝，去除卤素（测量土壤有机碳是过量盐酸在高温下产生的），建议测量样品个数为100个，决不能超过130个，具体还要视样品而定，主要判断依据为铜丝变色；气体灰尘过滤器，建议测量样品个数300-500个，主要判断依据为流量波动（100+10 mL）；高氯酸镁，去除测量气路中的水分，如果在烘箱中即拿即测则用量较小，每更换一次可以测量500-1000个样品，视具体情况而定；以上三种耗材高纯铜丝、气体灰尘过滤器、高氯酸镁多备用一些，尤其高纯铜丝，最好备足2-3年的耗材。

土壤微生物量测定方法

土壤微生物量测定方法 一、土壤微生物生物量碳（氯仿熏蒸－K2SO4提取-碳分析仪器法） 1、试剂 （1）去乙醇氯仿制备：在通风橱中，将分析纯氯仿与蒸馏水按1 ? 2（v : v）加入分液漏斗中，充分摇动1 min，慢慢放出底层氯仿于烧杯中，如此洗涤3次。得到的无乙醇氯仿中加入无水氯化钙，以除去氯仿中的水分。纯化后的氯仿置于试剂瓶中，在低温（4℃）、黑暗状态下保存。 （2）氢氧化钠溶液[c（NaOH）= 1 mol L-1]：通常分析纯固体氢氧化钠中含有碳酸钠，与酸作用时生成二氧化碳，从而影响滴定终点判断和测定的准确度。配制时应先除去碳酸钠，根据碳酸钠不溶于浓碱，可先将氢氧化钠配成50%（w : v）的浓氧溶液，密闭放置3～4 d。待碳酸钠沉降后，取56 ml 50%氢氧化钠上清液（约19 mol L-1），用新煮沸冷却的除去二氧化碳的蒸馏水释稀到1 L，即为浓度1 mol L-1 NaOH溶液，用橡皮塞密闭保存。 （3）硫酸钾提取剂[c（K2SO4）= mol L-1]：取1742.5 g分析纯硫酸钾，用研钵磨成粉末状，倒于25 L塑料桶中，加蒸馏水至20 L，盖紧螺旋盖置于摇床（150 r min-1）上溶解24 h 即可。 （4）六偏磷酸钠溶液[ρ（Na）= 5 g 100 ml-1，pH ]：称取50.0 g分析纯六偏磷酸钠溶于800 ml高纯度去离子水中，用分析纯浓磷酸调节至pH ，用高纯度去离子水定容至1 L。要注意的是六偏磷酸钠溶解速度很慢应提前配制；由于其易粘于烧杯底部，若加热常因受热不均使烧杯破裂。 ) （5）过硫酸钾溶液[ρ（K2S2O8）= 2 g 100 ml-1]：称取20.0 g分析纯过硫酸钾，溶于高纯度去离子水中，定容至1 L。值得注意过硫酸钾溶液易被氧化，应避光存放且最多使用7 d。 （6）磷酸溶液[ρ（H3PO4）= 21 g 100 ml-1]：量取37 ml 分析纯浓磷酸（85%），慢慢加入到188 ml高纯度去离子水中即可。 （7）邻苯二甲酸氢钾标准溶液[ρ（）= 1000 mg C L-1]）：取2.1254 g经105℃烘2～3 h的分析纯邻苯二甲酸氢钾，溶于高纯度去离子水，定容至1 L。 2、仪器设备 碳–自动分析仪（Phoenix 8000）、容量瓶（100 ml）、振荡器（300 r min-1）、可调加液器（50 ml）、可调移液器（5 ml）、烧杯（盛滤液用）（50~100 ml）、聚乙烯提取瓶（100，150 ml），聚乙烯塑料桶（20 L，带螺旋盖），三角瓶（150 ml）、其它常规仪器。 3、操作步骤 ; （1）土样前处理 新鲜土壤应立即处理或保存于4℃冰箱中，测定前先仔细除去土样中可见植物残体（如根、茎和叶）及土壤动物（如蚯蚓等），过筛（孔径< 2 mm），彻底混匀。如果土壤过湿，应在室内适当风干，以手感湿润疏松但不结块为宜（约为饱和持水量的40%）。如果土壤过于干燥，用蒸馏水调节至饱和持水量的40%。将土壤置于密封的大塑料桶内在25℃条件下预培养7～15 d，桶内有适量水以保持相对湿度为100%，并在桶内放一小杯1 mol L-1 NaOH 溶液以吸收土壤呼吸产生的CO2。经过预培养的土壤应立即分析。如需保留，应放置于4℃

土壤碳库的研究方法

土壤碳库的研究方法 目前国内土壤碳循环的研究主要是针对特定的地区、生态系统和生物群落以及对小区域农业土壤呼吸进行了CO。倍增的实验，这些仅仅是陆地生态系统碳循环的部分环节。近年来我国许多学者对中国陆地土壤有机碳库的估算和空间分布开展研究工作，一些学者还特别对我国特定区域和生态群落的SOC储量进行了探索。如对我国热带、亚热带地区土壤碳储量开展的研究工作，得出了按不同植被类型土壤等分类方式下的有机碳储量，分析了SOC在不同粒级土壤中的分布与转化(Zhao et a1．，1997)；对我国主要森林生态系统的碳储量和碳平衡通量的研究，初步表明我国主要森林生态系统的碳储量为28．1lPg，其中土壤碳库21．02Pg(周玉荣等，2000)。王绍强等(1999)利用1：400万土壤图，根据我国第一次土壤普查实测土体深度下的236个土壤剖面资料，统计出中国陆地生态系统土壤有机碳总量为100．18Pg。之后，他(2000)又根据我国第二次土壤普查实测土体深度下的2473个典型剖面数据，估算出我国土壤有机碳库总量为92．4Pg。解宪丽(2004)利用《中国土种志》(共六卷)和全国1：400万土壤图，估算得到中国水稻土O～lOOcm深度有机碳储量为2．9Pg，表层O～20cm为0．93Pg。潘根兴利用《中国土种志》(共六卷)和全国第二次土壤普查时的全国水稻土统计面积，估算得到中国水稻土耕层加犁底层有机碳储量为1．3Pg，我国的土壤有机碳储量储量为50Pg(Pan et a1．，2003)。李忠和金峰等人(2001，2000)根据我国第二次土壤普查数据，采用面积加权平均值的方法，对各土壤亚类的有机碳密度进行回归估算，统计出O～lOOcm土体的土壤有机碳贮量。李忠(2001)利用土壤有机碳与土壤剖面深度的统计回归模型，估算出我国东北地区232×104km2 土壤o～lOOcm剖面中有机碳储量为24．36Pg，占全球总储量的1．5％～1．7％；东南热带亚热带地区共94．3×104km2土壤中O～lOOcm的有机碳储量为9．35Pg，占全球热带地区总储量的1．8％～3．0％。金峰(2001，2000)统计出我国山东省共12．1×104km2土壤O～lOOcm土体中有机碳储量约为0．62Pg，对我国(除港、澳、台地区)共865．18×104km2土壤有机碳贮量的估算结果为81．7Pg。土壤是一个不均匀的三维结构体，在空间上呈现复杂的镶嵌性，且土壤与气候、植被和生物之间发生复杂的相互作用，因此土壤有机碳密度存在极大的空间变异性。当前土壤碳循环的研究仍是陆地碳循环研究中最不充分的部分，对土壤碳库的估计误差也很大。如对中国土壤有机碳库总量的估算结果从50Pg到180Pg，相差三倍多。由于不同研究者所采用的资料来源和统计样本容量不同，所包含的土壤碳属性数据不同，以及不同研究者所采用的深度标准、统计方法及估算的准确程度存在差异，所得结果必然存在差算差异。 1．土壤类型法 第二节土壤碳库的研究方法 一、剖面类型推算法 Bolin(1977)根据不同研究者发表的美国9个土壤剖面的有机碳含量，推算出全 球土壤有机碳库为710Pg。Bohn对全球土壤有机碳的统计工作是较典型的研究，

中国土壤有机碳库及空间分布特征分析

收稿日期:2000205215;修订日期:2000207210 基金项目:中国科学院“九五”重大A 类项目(KZ 95T 203202204)及国家重点科技攻关专题项目(962911201201) [Foundation Ite m :T he Key P ro ject of Ch inese A cadem y of Science ,N o .KZ 95T 203202204;and the Key P ro ject of State Science T echnique ,N o .962911201201] 作者简介:王绍强(19722),男,博士,湖北襄樊市人。1997年在北京师范大学资源与环境科学系获得硕士学位, 2000年在中国科学院地理科学与资源研究所获得博士学位。主要从事全球变化、地理信息系统和遥感的 应用研究,在Int .J .of R emo te Sensing 等刊物发表论文8篇。E 2m ail :w sqlxf @2631net 文章编号:037525444(2000)0520533212 中国土壤有机碳库及空间分布特征分析 王绍强1,周成虎1,李克让1,朱松丽2,黄方红1 (11中国科学院地理科学与资源研究所资源与环境信息系统国家重点实验室,北京　100101; 21北京师范大学环境科学研究所,北京　100875) 摘要:土壤有机碳库是陆地碳库的主要组成部分,在陆地碳循环研究中有着重要的作用。根据 中国第二次土壤普查实测2473个典型土壤剖面的理化性质,以及土壤各类型分布面积,估算 中国土壤有机碳库的储量约为924118×108t ,平均碳密度为10153kg m 2,表明中国土壤是一 个巨大的碳库。其空间分布总体规律上表现为:东部地区大致是随纬度的增加而递增,北部地 区呈现随经度减小而递减的趋势,西部地区则呈现随纬度减小而增加的趋势。 关　键　词:碳循环;全球变化;土壤有机碳库 中图分类号:S 15912 文献标识码:A 1　前言 全球变化研究引起了许多科学家对陆地生态系统中碳平衡以及碳存储和分布的关注,由于土壤中所存储的碳大约是植被的115～3倍[1,2],而且是全球生物地球化学循环中极其重要的生态因子,因而土壤有机碳的分布及其转化日益成为全球有机碳循环研究的热点[3,4]。 土壤是陆地生态系统中最大且周转时间最慢的碳库。它由有机碳库和无机碳库两大部分组成,且土壤无机碳库占的比例较小[5]。国际上很早就开展了土壤碳研究,其中Po st 根据全球2696个土壤剖面估计全球土壤有机碳为13953×108t [6],而与大气交换的土壤有机碳大约占陆地表层生态系统碳储量的2 3[6]。目前对于全球陆地碳循环认识的不确定性,大部分是关于土壤有机碳库的分布和动力学[7],全球变暖将会加速土壤向大气的碳排放,加剧大气CO 2浓度的上升,这将进一步加强全球变暖的趋势[8]。 土地利用 土地覆盖变化既可改变土壤有机物的输入,又可通过对小气候和土壤条件的改变来影响土壤有机碳的分解速率,从而改变土壤有机碳储量。土地利用的变化,特别是森林砍伐所引起的变化,减少土壤上层的有机碳达20%～50%[9]。不合理的土地利用,会导致土壤储存的碳和植被生物量减少,使更多的碳素释放到大气中,从而导致大气CO 2浓第55卷第5期 2000年9月地　理　学　报A CTA GEO GRA PH I CA S I N I CA V o l .55,N o .5Sep.,2000

无机碳

新疆农业大学科学技术学院专业文献综述 题目: 无机碳研究综述 姓名: 李龙 专业: 环境科学 班级: 112 学号: 115242231 指导教师: 刘耘华职称: 讲师 2014 年12 月31 日 新疆农业大学科学技术学院制

无机碳研究综述 李龙指导教师：刘耘华 摘要：难溶性无机碳含量和可溶性无机碳含量明显高于碱土。无论是土壤难溶性无机碳储量还是可溶性无机碳储量，盐土和碱土中有近80%碳是存储在l m以下，50%存储于3 m以下。相同土层，土壤可溶性无机碳储量约占土壤难溶性无摘要：通过分离土壤动态性无机碳，结合碳十四同位素技术，有效量化了盐碱土剖面无机碳组分的存储数量和年龄特征。结果表明:整个土壤剖面，盐土机碳储量的50%。无论是盐土还是碱土，无机碳的年龄超过万年，而土壤可溶性无机碳的年龄明显低于土壤无机碳的年龄。研究结果证实尽管土壤可溶性无机碳储量较低，但其周转时间短，速率高，因此在参与现代碳循环的程度上明显要高于土壤无机碳。 关键词：可溶性无机碳；碳十四同位素；无机碳含；无机碳储 A review of research on inorganic carbon Li Long Tutor：Liu Yun-hua Abstract: The key to estimating dissolved and non dissolved inorganic carbon in saline alkali soil is understanding the processes of carbonate accumulation. In order to effectively quantify inorganic carbon composition and their ages in saline alkali soil,the paper introduced a convenient way to determine soil dissolved and non dissolved inorganic content in these soils. Dynamics of soil inorganic carbon was separated leaching soil, and inorganic carbon ages were determined by "C isotope technology in this study. The results showed that average values of both dissolved and non dissolved inorganic carbon contents in saline soil were higher than in alkaline soil. Through analyzing dissolved and non-dissolved inorganic carbon storages in saline and alkaline soil profiles at different depths, the paper found that there was significant soil dissolved inorganic carbon and soil non-dissolved inorganic carbon storage below 1 m depth: SIC and SDIC storage below 1 m depth accounted for more than 80% of

土壤活性有机碳的测定

土壤活性有机碳的测定 （高锰酸钾氧化法） 土壤样品经粘磨过0.5mm筛，根据土壤全有机碳含量，计算含有15mg碳的土壤样品量作为待测样品的称样重，然后将样品转移至50ml带盖的塑料离心管中，以不加土样作为空白。 向离心管中加入25ml浓度为333mmol/L的高锰酸钾溶液，在25℃左右，将离心管振荡（常规震荡即可）1小时，然后在转速2000rpm 下离心5分钟，将上清液用去离子水以1：250倍稀释，吸取1ml上清液转移至250ml容量瓶中，加去离子水至250ml即可。稀释样品用分光光度计在565纳米处测定吸光值。 配制不同浓度梯度的高锰酸钾的标准溶液，同样于分光光度计上测定吸光值，建立高锰酸钾的浓度和吸光值的线性直线方程，将稀释好的待测样品的吸光值代入方程得到氧化有机碳后剩余高锰酸钾的浓度，同样得到空白的高锰酸钾浓度，前后二者之差即为氧化活性有机碳后高锰酸钾溶液的浓度变化值，根据假设，氧化过程中高锰酸钾浓度变化1mmol/L消耗0.75mM或9mg碳。其中能被333mmol/L高锰酸钾氧化的碳是活性有机碳，不能被氧化的碳上非活性有机碳。 高锰酸钾标准曲线配制：首先配制0（去离子水）、15、30、60、100、150、300mmol/L的高锰酸钾标准梯度溶液，从每个浓度的标准溶液中吸取1ml标准溶液转移至250ml容量瓶中定容（既稀释250倍），这样能够就得到浓度梯度为0、0.06、0.12、0.24、0.4、0.6、1.0、1.2mmol/L的标准高锰酸钾梯度溶液，然后同样用分光光度计在565纳米处测定吸光值，绘制高锰酸钾的浓度与吸光值间的标准曲线。注意标准曲线配制过程中尽量避光，以防高锰酸钾氧化消耗，可以将容量瓶套上信封袋以避光，还有容量瓶等一定要清洗干净，以防高锰酸钾氧化杂质而消耗，影响测定结果。 活性有机碳(mg/g) ＝高锰酸钾浓度变化值×25×250×9 称样重×1000

地统计分析土壤有机碳含量分布

地统计分析土壤有机碳含量分布 土壤特性的空间变异研究一直是个被关注的热点，但对土壤物理性质、土壤盐分变化问题的研究较多1,2，对土壤养分空间变异性的研究则相对较少。90年代，随着发达国家精确农业技术的发展和GIS的广泛应 用3,4，土壤特性的空间变异研究得到了众多学者的关注。邛海盆地是凉山彝族自治州所在地，农业人口约占总人口的66.4%，土地肥沃，自流灌溉便利，是国家和四川省农业综合开发重点区。因此，如何合理 利用土地和如何进行生态环境保护是该区经济发展面临的重大课题。 本研究通过分析该区土壤有机碳含量的影响因子，旨在为优化土地资 源管理措施和保护生态环境提供参考。 1材料与方法 1.1研究区基本概况 邛海盆地地处川西高原，属亚热带高原季风气候，年平均气温17.2℃，日照充足，雨量充沛；该区以红壤、黄红壤为主，局部地区的红壤达 海拔2100m以上。 1.2数据来源与预处理 数据源于西昌2006年测土配方施肥国家补贴项目土样化验分析汇总表，共提取392个采样点。基于Arc-GIS9.3生成样点分布图如图1所示。 1.3常规统计分析 利用ArcGIS9.3中地统计模块,统计出土壤有机碳含量的基本特征性 数据。 1.4地统计学基本理论 传统统计学理论是纯随机变量，但很多土壤性质在空间上并不完全独立，而在一定范围内存有着空间相关性。地统计学方法以半方差函数

和Kriging插值为基本工具，能对既具有随机性又具有结构性的各种 变量在空间上的分布进行研究5。半方差函数能较好地描述区域化变量的空间分布结构性和随机性，其中一些重要参数，可反映区域化变量 在一定尺度上的空间变异和相关水准，是研究土壤特性空间变异性的 关键，同时也是进行精确Krigking插值的基础6,式中，r(h)为半方差函数；h为样点空间间隔间距，即步长；N(h)为间隔距离为h时的所有观察样点的成对数；Z(xi)和Z(xi+h)分别是区域化变量Z(x)在空间位 置xi和xi+h的实测值。若h为横坐标，r(h)为纵坐标绘制函数曲线图，称为半方差函数曲线图，它可直接展示Z(x)的空间变异特点。克 里格插值，是地统计学的主要内容，它是通过对已知样本点赋权重来 求得未知点的值。式中，Z(x0)为未知采样点的值；Z(xi)为未知样点 周围的已知样本点的值；i为第i个已知样本点对位置样点的权重；n 为已知样本点的个数。 1.5空间分布特征分析 缓冲区分析是通过生成相关空间实体的缓冲区，以判断空间实体影响 范围的过程8。本研究以土壤质地、城镇、邛海和河流为影响源，建立不同距离的缓冲区，以分析有机碳含量的变化情况。 2结果与分析 2.1常规统计分析 基于ArcGIS9.3的地统计模块，对采样数据进行常规描述性统计(见 表1)。从偏度上看，呈右偏态分布。变异系数反映空间变异性水准， 通常认为变异系数CV≤10％为弱变异性，10％

土壤中总碳的测定

土壤中总碳的测定 土壤中总碳的测定 一、方法提要 本法测定的结果是试样的总碳含量，包括碳酸盐的碳和有机碳的含量，试样用管式高温炉灼烧产生全碳量的二氧化碳，产生的二氧化碳被乙醇—乙醇胺吸取液吸取，以百里酚酞为指示剂，用乙醇钾标准溶液滴定，测得全碳量。 二、试剂 1、乙醇—乙醇胺吸取液：100mL 无水乙醇中加入100ml 乙醇胺和0.3g 百里酚酞，摇匀备用。 2、乙醇钾标准溶液：取一定量的氢氧化钾溶解在乙醇中，配制成乙醇钾标准溶液（依碳的含量）。 3、乙醇钾标准溶液的标定：称取0.0400g 预先在105—110℃烘干过的基准碳酸钙于瓷舟中，按分析手续进行标定，按下式计算滴定度： T=V m 1200 .0 式中：T ——乙醇钾标准溶液对碳的滴定度。（g/mL ） V ——滴定时所用乙醇钾标准溶液的体积。（mL ）

m ——所用碳酸钙的重量。（g ） 4、碳酸钙：基准试剂。 5、二氧化锰：活性。 三、仪器： 1、管式炉：瓷管：φ121×φ225×600（mm ） 瓷舟：88mm 2、滴定—吸收装臵。 四、分析手续 1、连接好滴定—吸收装臵，逐渐将炉温升至1200℃（指放瓷舟处温度），通氧气检查，确信装臵不漏气后，加吸收液于吸收杯中，使液面高出杯内筛板2～4cm 。 2、将盛有0.0400g 碳酸钙的瓷舟用不锈钢钩将其送入管式炉高温区，迅速塞紧胶塞，通入氧气（约0.3升/分），待吸收液蓝色褪去后，滴加滴定液至出现稳定的淡蓝色，取出瓷舟。 3、称取0.2000g 试样于瓷舟中，按步骤操作滴定。 五、分析结果计算 按下式计算碳的百分含量： C(%)=m V T ×100 式中：T ——滴定液对碳的滴定度。（g/mL ） V ——分析试样所用滴定液的体积。（mL ） m ——称样量。（g ） 六、注意事项： 1、每个试样滴定到终点后，要稳定30秒以上再取出瓷舟。

土壤有机碳检测方法介绍与自我总结

土壤有机碳检测方法介绍 土壤有机碳是以有机物形式存在于土壤中的C元素的一种存在形式，作为土壤碳库中的重要组成部分，一方面在土壤品质监测中是一项重要的检测项目，另一方面对研究空气中二氧化碳来源也有很大的作用。 土壤有机碳根据其稳定性可分为活性有机碳、慢性有机碳和惰性有机碳三种，其中活性有机碳是反映土壤肥力和土壤管理措施的较好指标。而根据土壤中有机碳的溶解性质又可分为溶解性有机碳和非溶解性有机碳。非溶解性有机碳属于惰性有机碳，由于不能溶解不能被植物吸收也不易产生迁移，所以在土壤质量监控和环境监测方面没有实际意义，而活性有机碳和慢性有机碳大多属于溶解性有机碳。 目前土壤有机碳的检测方法主要是干烧法和湿氧化法。常用的重铬酸钾和浓硫酸湿氧化滴定技术由于不能确保样品完全氧化，检测效果较差检测结果必须进行修正。而干烧法目前又有土壤直接高温燃烧和土壤经溶液萃取后高温燃烧溶液两种方法。 土壤直接燃烧法大多需在样品燃烧前使用磷酸溶液或盐酸溶液去除土壤中的无机碳。磷酸酸性较弱不易将土壤中的难溶碳酸盐氧化（西南地区广布卡斯特地貌，碳酸岩形成的土壤比重较高），而直接燃烧需要在900℃以上的温度才能保证燃烧完全，碳酸盐在800℃左右就会分解，所以检测结果受无机碳干扰明显。盐酸溶液虽然可将大部分碳酸盐去除，但是残留的盐酸会对催化剂和检测器的寿命造成严重影响，使用时必须将样品再次淋洗、烘干才能上机检测，冲洗过程中又会造成溶解性有机碳的损失，所以检测结果也不是很准确。这正是Tekmar在第6带产品设计生产时取消固体进样器的一个主要原因。所以相对来说检测更准确的则是溶液萃取法。 溶液萃取法是通过一定浓度的盐溶液将土壤中的有机碳转移至液相后再对溶液进行检测的方法。一方面该方法只将溶液中的溶解性碳转移至溶液，溶液再上仪器进行检测，检测过程中仪器会自动清除无机碳，所以检测结果准确可靠；而不溶解性碳（包括难溶性碳酸岩和不溶性有机碳）不是土壤的有效养分或污染物所以实际监测意义不大，这也是为什么中国农科院和中科院下属单位长期将溶液萃取法作为土壤有机碳检测手段的根本原因。