气候变化与土壤碳循环

气候变化与陆地土壤碳循环

摘要：自工业革命以来，大气co2浓度大幅度升高引起的全球性气候变化已成为各国关注的焦点。即地球表面温度升高，冰川融化，海平面上升，全球性降水增加但变化幅度区域差异显著等。气候变化对全球碳循环带来了巨大的影响，对土壤系统产生的重要影响，使土壤碳库和碳流发生了显著变化。因此揭示气候变化对土壤碳循环的影响过程对精确理解全球碳循环和应对气候变化相关政策的制定具有重要的指导意义。文章综述了此领域近十几年来的主要研究工作，总结了土壤碳循环对气候变化响应的主要机制及过程，并指出未来研究的主要方向。

关于气候变化与陆地土壤碳循环的关系，本论文侧重探讨气候变化对陆地土壤碳循环的影响，包括耕作土壤、森林土壤等。这些影响究其本质与碳源碳汇密切相关。另一方面，论文对如何采取有效措施进行了概述，并未对具体的模型和控制流程进行探讨。这些措施和方法毫无疑问是非常重要的，但未在本论文研究范围之内。

关键词：气候变化土壤碳循环

Abstract：Since the industrial revolution, atmospheric co2 concentration greatly increase the global climate change caused has become the focus of the world. That the earth's surface temperature of melting glaciers, rising sea levels, global precipitation increase but the regional differences significant changes. Climate change to the global carbon cycle to bring the enormous influence on soil system, the important influence of soil carbon, and carbon flow varied significantly. Thus reveals the climate change in soil carbon cycle of accurate understanding the effect of global carbon cycle and climate change policy formulation has important significance. This paper reviews the recent ten years this field of research work, and summarizes the soil carbon cycle of response to climate change, and the main mechanism and process of the main direction of future research.

About climate change and land soil carbon cycle, this thesis mainly focused on climate change to the terrestrial carbon cycle, the influence of soil tillage soil including forest soils, etc. These effects in its essence and source of carbon carbon closely related. On the other hand, the paper on how to take effective measures were summarized, not for specific model and control process were discussed. These measures and methods of doubt is very important, but not in this research area.

Key words: Climate change soil carbon cycle

1．引言

土壤和气候是有密切关系的两大自然客体，气候是土壤形成的要素之一，反过来，从土壤及其风化壳也可论证气候变迁。在研究气候变化对土壤影响的项目中，最重要的是气候的干湿、冷热变化及响应的风云雷电等以及它们所引起土壤性状的变化。

大气中温室气体强烈吸收不同波长的地面长波辐射，使近地面的温度升高，这是不争的事实。研究发现，温室气体中CO2量最大，对温室作用的贡献约占60%。除了化石燃料燃烧外，土壤碳的变化对大气CO2浓度的贡献最大。根据IPCC的报告，到2100年为止,全球气温估计将上升大约1.4~5.8℃(2.5~10.4 F)(IPCC,2001)。根据这一预测,全球气温将出现过去10 000年中前所未有的巨大变化,从而对全球环境造成潜在的冲击作用,比如,气候变化可以导致一系列环境问题,如海平面上升、降水时空分布格局变化等,进而直接和间接地对陆地生态系统产生影响(IPCC,2001)。土壤碳循环是当前全球变化研究中的重点,它与全球气候变化间的关系密切而又复杂。一方面,CO2浓度的增加是气候变暖的主要原因;另一方面,气候变化将导致全球土壤碳循环的变化,原有的碳平衡状态被破坏,同时也引发一系列环境问题(如海平

面上升、降水格局变化等)(IPCC,2001)。Cox等(2000)利用耦合碳反馈的气候模型预测了大气温度的变化,得出碳循环与气候变化间存在着正反馈。Friedlingstein等利用Hadley和IPSL两个模型研究了1860到2100年一个半世纪的气候变化,结果表明土壤固定更多的碳,可以减缓气候变暖的速率。总之,气候变化对陆地生态系统的影响是当前全球变化研究中的核心问题而气候变化对土壤碳循环的影响及突然碳循环对气候变化的反馈作用是全球变化研究中的重中之重。

2. 研究背景及意义

气候变化对土壤有机碳的分解和积累产生着深刻的影响，使陆地生态系统与大气

的碳交换通量发生变化，从而进一步加剧或缓解全球变化的趋势。因此，在了解土壤

有机碳的储量、空间分布特征与动态变化机理的基础上，研究土壤碳贮藏对气候变化

的响应与反馈，为人类预测气候变化对人类和生态环境的影响与采取相应的对策以保

护地球气候系统都具有重要意义。

2.1气候变化的科学事实及国际气候谈判

近百年来全球陆地平均温度和降水量呈整体上升趋势。自19世纪中叶以来,全球平均地面温度上升了0.6℃,而全球陆地降水则以平均每百年增加1%~2%的量级增加。从图中可见,降水与温度的上升趋势具有阶段性波动特点,如20世纪40~70年代中期,最主要的气候变化特征是平均温度的下降和降水量的增加,而此后的情况正好相反,温度急剧上升而降水显著减少。因此,这两种不同的气候状况会对陆地生态系统的碳收支情况产生不同的影响。

研究全球碳循环控制机制已经成为IGBP、WCRP、IHDP、DIVERSITAS等科学计划的主题。中国、美国、加拿大、日本和欧盟等国家和组织都启动了较大规模的大陆尺度和国家碳循环研究计划，陆地生态系统碳循环研究是其中的重要组成部分。

世界气象组织（WMO）和联合国环境规划署（UNEP）于1988年联合组建了政府间气候变化专门委员会（IPCC），IPCC负责提供国际公认的、具有权威性的有关全球气候变化、气候变化对环境的可能影响、气候与社会之间相互作用的科学评估信息。

IPCC于1990年完成了第一次综合评估报告以及1992年完成了补充报告；1996年完成了第二次评估报告；2001年又出版了第三次综合评估报告。1992年联合国在巴西里约热内卢通过了《联合国气候变化框架公约》，旨在将大气中温室气体的浓度控制在对气候产生有害影响的水平之下，要求缔约国提交国家级水平的温室气体净排放清单。

根据气候框架公约的要求，许多国家已经开展了对温室气体排放量的计算，如英国、

荷兰、瑞典等已提出了排放清单及其温室气体源汇的分布情况。1997年12月其缔约国在日本东京通过的《京都议定书》规定了工业化国家的温室气体（尤其是CO2）的减排指标。2002年中国政府在联合国举办的持续发展世界首脑会议上，正式宣布了中国将批准《京都议定书》的决定。2004年11月4日，俄罗斯总统普京签字，宣布俄罗斯已正式核准《京都议定书》。在经历漫长的等待后，《京都议定书》终于在2005年2月16日正式生效。《京都议定书》的3.4条款允许发达国家可以利用造林、再造林和减少毁林等增加生态系统碳库的措施来抵消经济发展中的温室气体减排量，以减少经济损失。在3.4条款中提出，还要通过谈判来决定从允许的排放农业土壤等其他活动所引起的温室气体源排放汇吸收的方式、规则和指南。这样，发达国家将在多大程度上可以使用和如何使用由土地利用、土地利用变化和林业（LULUCF）活动造成的碳储量的净变化以抵消承诺的减排义务，一直成为各国普遍关注的问题。2000年5月8日，IPCC组织了上百名科学家，包括一些世界著名的科学家，历时一年半编写完成的《土地利用、土地利用变化和森林特别报告》获得通过，报告对全球碳循环，造林、再造林和毁林、农业土壤等的固碳潜力等作了最新估算，得到了各国的基本认可。为了在国际气候谈判中最大限度的争取国家利益，各国政府都在加大陆地生态系统碳源/汇特征与收支平衡的研究力度。好

2.2土壤碳循环在全球变化研究中的重要地位

自工业革命以来，人类大量使用化石燃料，大规模砍伐森林和改变土地利用方式等

活动，使大气中CO2、CH4等含碳温室气体浓度以前所未有的速率增长。大气中CO2的浓度已从工业革命前的280 ppm增加到现在（2003年）的375.6 ppm[9]，增加了约三分之一。目前，全球气候已发生了以增暖为特征的明显变化。IPCC第三次评估报告指出：1860年以来全球平均气温升高了0.6±0.2℃，而且，这一趋势还将延续下去。全球气候变化将加速土壤有机质的分解，使贮藏于土壤中的碳释放到大气中，这又有可能进一步加剧全球变暖的趋势。因此，了解气候变化与土壤碳库之间的相互作用，揭示全球气候变化影响下土壤碳储量的动态变化机理与趋势，是预测未来大气CO2含量及气候变化的重要基础[10]。由于土壤有机碳储量的巨大库容，其较小幅度的变动，就有可能使大气中的碳有大幅度的变化，增强或消弱温室效应来强烈地影响地球气候系统，同时也影响到陆地植被的养分供应，进而对陆地生态系统的分布、组成、结构和功能产生深远的影响。

碳可以固存到陆地生态系统的植被和土壤中，表1是不同学者或研究机构对全球

植被和土壤碳储量的估算[11]。从表1看出：目前土壤中的碳总量要比植被的大得多，特别是在中高纬度的森林生态系统更是如此。土壤通过呼吸作用向大气释放CO2的年通量约为50～75Pg[12]，占陆地生态系统与大气之间碳交换总量的三分之二[13]，是化石燃料燃烧排放量的10倍[14]。因土壤碳贮库有较大的可变性，在水分、温度和人类活动等条件的综合影响下，土壤有机碳库既可能成为汇而贮藏碳，也可能成为源而排放碳，从而改变土壤与大气之间的碳交换通量，形成对气候系统变化的反馈。目前，土壤碳循环仍然是陆地碳循环研究最缺乏的部分，对土壤有机碳动态变化的研究仍存在着很大的不确定性与争议。

Schimel等[15]的研究结果显示，全球平均气温每升高1℃，土壤有机质将释放11.1～33.8 PgC到大气中。多种模型预测的结果显示，到2050年大气中二氧化碳浓度将加倍。IPCC 根据全球气候模型预测,到下世纪中叶,二氧化碳浓度倍增后,全球年平均气温将升高1～3℃[11]。这无疑会对土壤碳库蓄积量及其动态变化产生巨大的影响。土壤是气候变化影响的接受体，也是气候变化的记录者与反馈者。以气候变暖为特征的全球变化，对陆地生态系统的土壤有机碳蓄积量及动态平衡的变化将产生影响。土壤碳贮藏机理与过程的研究极有助于揭示土壤碳贮藏对全球变化响应的时间、方式及规模，乃至其反馈的规模与强度[16]。研究气候变化对土壤有机碳储量及其动态变化的影响，有助于正确评估土壤有机碳的变化方向和速率，对确切地预测气候变化以及制定

应对气候变化的策略和措施具有重要意义。另外,土壤有机碳的含量及其动态平

衡也是反映土壤质量的一个重要指标，并对土壤肥力和土地生产力的可持续性有重要影响。研究气候变化对土壤有机碳贮藏的影响，必将为土壤碳库的管理提供重要的科学依据。

2.3中国土壤碳循环研究在全球碳循环研究中占有重要地位

我国幅员辽阔、气候多变、地貌复杂、生态系统多样，在全球变化研究中占据重

要的地位。中国位于地球环境变化速率最大的东亚季风区，其环境具有空间上的复杂性、时间上的易变形；对外界变化的响应和承受力具有敏感和脆弱的特点。自建国以来，我国土壤学家进行了大量的野外调查，积累了大量的土壤剖面数据，加之于1979年起，历时16年完成的全国第二次土壤普查，汇集了较为详尽的土壤资料数据，为全面精确计算我国土壤有机碳提供了必要条件。中国陆地土壤总有机碳储量约为92.4Gt，全球土壤碳库的平均估算值取1 373Gt，则中国土壤碳库占全球土壤碳库约为6.73%,而中国国土面积仅占全球陆地面积的6.4%，中国土壤平均碳密度为10.53kg·m，不同计算的全球土壤平均碳密度为10.77 kg2m、10.40 kg2m，中国土壤平均碳密度与全球碳密度是相当的，所以说中国土壤有机碳库对全球碳循环平衡具有重要作用。国家973计划“中国陆地生态系统碳循环及其驱动机制研究”和“中国陆地和近海生态系统碳循环研究”项目已经启动，将系统研究中国陆地和近海生态

系统碳收支时空格局、碳循环过程和模型、生态系统的碳增汇、减排技术，阐明中国主要陆地和近海生态系统碳循环的系列科学问题，为全球变化背景下中国社会经济可持续发展和科学管理提供依据，为我国参与《联合国气候变化框架公约》的外交谈判提供精确的可行的知识与技术支撑。

2.4国内外研究进展

2.4.1国外

国外开展土壤有机碳储量及其影响因素的研究较早，60年代以前的统计结果普遍

偏低，70年代以后的结果也由于所用资料来源及处理方法的不同，也存在较大的差异。

如Bolin（1977）根据不同研究者发表的美国9个土壤剖面的碳含量，推算出全球1m

厚度土层土壤有机碳库为710Gt。Bohn（1976）利用土壤分布图及相关土组的有机碳含量，估计全球土壤有机碳库为2 949Gt，1982年Bohn（1982）根据相对较完整的FAO土壤图的187个剖面土壤碳密度值，重新估计的全球土壤有机碳库为2 200Gt。土壤有机碳蓄积量估算差异较大的原因包括土壤调查数据不充分，土壤取样和分析方法的差异，计算方法的差异，土壤参数估计的差别（如土壤容重，质地，植物根量等等）。90年代以来各研究结果相对较为接近，全球土壤有机碳储量约在1500Gt左右（土层深度为1m）。80年代具有代表性的是Post等（1982）按生命带方法的研究，该研究使用了可反映全球各主要生命带（Life Zone）的2696个土壤剖面数据，通过建立的土壤容重估计和土壤碳密度估计的2个回归方程，计算出全球1m厚度土层的土壤有机碳库为1 395Gt，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。Batjes（1995）所用的按土壤类型的研究方法也具有代表性，他将世界土壤图按0.5径度与0.5纬度划分为259 200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、有机碳及砾石含量等数据，计算出网格单元的平均碳密度，所得结果全球1m土层的有机碳贮量为1 462～1 548Gt。全球生态系统示范分析（Pilot Analysis of Global Ecosystem,PAGE）（2000）的研究人员用最新世界土壤地图的535栅格和Batjes得出的平均有机碳含量重复了Batjes的实验，估测出土壤上层1m的有机碳含量为1484 Pg。此外，Schlesinger（1990）研究结果为1 500Gt；Eswaran等（1993）的研究结果为1 576 Gt。目前，普遍认可和引用的全球土壤有机碳储量为1 400～1 500 Gt。

一些研究者经常应用数学模型来估计在平衡时有机碳库贮量以及研究不同生态系

统或区域土壤有机碳的动态和时空变化。Cramer等用BIOME1.0模型估算土壤碳库储量为1 367 Gt，Prentice等利用BIOME1.1模型估计了陆地土壤碳贮量为1 356 Gt。

目前，土壤有机质模型已经在当前大量的有关气候变化和土壤有机碳储量动态变

化研究中起到了重要的作用。RothC和CENTURY模型是国际上普遍应用的土壤有机质模型之一，并且在各种气候区和生境条件下的不同生态系统进行验证和评估，也在区域和全球预测中得到应用[44]。Parton等（1989）应用CENTURY模型估计夏威夷不同的森林中的活性、慢性和惰性碳。并且，还应用CENRURY模型拟合出了世界主要类型草地群落的碳动态变化[46]。Ojima等[47]（1993）应用CENTURY模型对世界范围7个草原生态区域土壤表层（0~20cm）的有机碳含量进行了模拟计算，平均结果为寒冷大陆性草原区55.25 tc2hm,干旱草原与温带荒漠区20.20 tc2hm，温带湿润草原区71.72 tc·hm，地中海气候草原区30.05 tc2hm，热带亚热带草原区27.69 tc2hm，热带萨旺纳草原区44.50 tc2hm，湿润萨旺纳及与林区18.60 tc2hm。Donigian（1995）运用CENTURY模型研究美国农田土壤有机碳的变化情况，1940~1950年农田土壤有机碳水平趋于稳定，在1960~1970年之后开始上升，至1990因早期耕种而损失的25%碳已得到恢复，自1960年以来，美国农田碳积累速率平均为107 Tgc年。Loiseau （1999）用CENTURY模型模拟的巴西亚热带森林变为甘蔗地，在最初的12年中，土壤有机碳储量下降了28%，耕作几年后下降42%，Ardo（2003）通过将CENTURY模型与GIS集成

在苏丹半干旱地区估算了1990、2000年的土壤有机碳库，并且预测了在土地覆盖发生变化的2100年的土壤有机碳储量。

Falloon (1998)通过将RothC模型与GIS集成模拟了造林对匈牙利中部地区土壤有

机碳库的影响。Aroon等（2001）应用RothC模型模拟了新西兰土壤有机碳的动态变化情况。Jenkinson等（1991）根据RothC模型模拟结果估计，如果全球温度每年分别升高0.02℃，0.03℃和0.05℃，全球土壤在未来的60年将从土壤有机质中增加CO2-C排放45 Gt、61 Gt 和100 Gt。《联合国气候变化框架公约》要求缔约国提交国家级水平的温室气体净排放清单，很多国家已采用RothC模型模拟土壤有机碳的动态变化，澳大利亚的启动的国家碳核算系统计划也采用RothC模型估算土地利用变化和农田管理措施对土壤有机碳的源汇关系的影响[54]。英国的气候影响计划（United Kingdom ClimateImpacts Programme 2002）将采用RothC 和CENRURY模型预测由于不同排放情景的未来气候变化导致的国家级的不同生态系统下土壤有机碳收支的动态变化[55]。

李长生用DNDC模型对洛桑实验站的150年的土壤有机碳库模拟基本重现了这片

农田的土壤有机质长期动态，并应用DNDC模型对中国和美国农业生态系统中土壤有机碳的动态进行了全国范围的预测[56]。

2.4.2国内

中国对陆地生态系统碳循环的实质性研究始于20世纪90年代，虽然我国碳循环

研究起步较晚，但国内已发表了不少关于土壤碳循环研究的成果。土壤碳贮量作为碳

循环研究中重要的参考数据，一些研究者利用全国两次土壤普查的资料估算了全国或

省或特定地区土壤有机碳储量。

王绍强等利用第一次土壤普查资料（236个剖面）和1：400万中国土壤分布图，以面积、土壤剖面厚度作为权重系数，求得各土壤类型的平均厚度、平均有机质、平均容重、平均碳密度（在土壤平均厚度下的），各类土壤的总碳量由下列公式求得：土壤碳储量=土壤各亚类面积3土壤平均厚度3土壤平均容重3平均有机质3转换系数，估算中国土壤有机碳库为100.18Pg，运用第二次土壤普查资料（2473个剖面）估算的结果为92.42 Pg。解宪丽（2004）基于GIS以中国第二次土壤普查资料为基础数据，通过计算各土壤剖面的100cm和20cm深度有机碳密度，建立包含2456个剖面的典型剖面，采用典型剖面数据推算法，基于四中估算单元（土壤类型、植被类型、气候-土壤-植被多要素离散单元及FAO-UNESCO世界土壤图例单元）对中国土壤碳储量进行估算，得出主要研究结论为：中国100cm和20cm深度有机碳储量为，基于土壤类型的估算结果为84.4Pg和27.4 Pg；基于植被类型的估算结果为69.4 Pg 和23.8 Pg；基于气候-土壤-植被离散单元的估算结果为79.1 Pg和26.6 Pg；基于FAO-UNESCO 世界土壤图例单元的估算结果为82.3 Pg和26.7 Pg。方精云等（1996）使用1：1000万土壤图和725个土壤剖面估算的中国1m深度土壤有机碳库为185 Pg。潘根兴[4]（1999）使用二次土壤普查的2500个剖面资料以土壤厚度为加权的平均有机碳含量计算方发估算的全国土壤有机碳库为50 Pg。倪健（2001）对中国土壤有机碳库的估算结果为119.76Pg。李可让等（2003）应用0.5o经纬网格分辨率的气候、土壤和植被数据驱动的生物地球化学模型CEVSA 计算的我国土壤有机碳储量值为82.65 Pg。

王义祥[57]根据福建省第2次土壤普查的基本数据对福建省土壤有机碳储量和密度进行估算，结果表明：福建省土壤有机碳总储量为1575.6633106t，平均有机碳密度为145.23 t·hm2，高于全国平均水平。甘海华等[58]（2003）等根据广东省第二次土壤普查资料，采用GIS技术估算了广东省土壤有机碳储量及空间分布规律。徐香兰等（2003）根据第二次土壤普查资料和土壤类型图，计算了黄土高原地区表层土壤有机碳密度和储量。结果表明，黄土高原地区0～20cm土壤有机碳密度变幅为0.66～12.18kgC/m2，其中大部分土壤有机碳密

度集中在1～4 kgC/m2，土壤有机碳面积平均加权值为2.49kgC/m2，总储量为1.068Pg。

金峰等（2001）根据实测数据，动态地利用七种形式回归方程分别对每一个土壤剖面有机碳分布单独进行回归拟合，选取一种相关系数r最大而残查标准差s最小的形式用于土壤有机碳密度的计算，并以山东省土壤为例,运用上述计算方法,统计了全省各亚类土壤的有机碳密度及其储量。孙维侠等[60]（2003）基于《中国土种志》和东北三省土种志中有关的土壤剖面属性数据，建立以土壤有机碳为主体的数据库，讨论了土壤剖面有机碳的分布特征及土壤剖面不同分类单元下土壤有机碳的估算方法。

目前，土壤有机质模型在我国土壤有机碳循环的研究中已经得到比较普遍的应用，一些研究者或使用自己建立的模型或引进国外的土壤有机质模型对土壤有机碳进行研究。

黄耀等（2001）以实验室控制条件下的研究结果为基础，计算机模拟技术为手段，建立农田土壤有机碳动态模型，主要目的是预测农田土壤有机碳含量的变化。沈雨等（2003）以土壤基本性状、气候条件、作物产量和耕作措施等为基本输入数据，将该土壤有机碳分解模型与GIS技术耦合，模拟了江苏省农田土壤有机碳含量分布的现状及未来变化趋势，且预测2010年在不同秸秆还田量条件下，江苏省农田土壤有机碳含量将增加，且有较大的接纳外援有机碳的能力。

童成立、吴金水等用自主建立的土壤碳氮循环计算机模拟模型（SCNC）和英国洛桑实验站建的模型（RothC26.3）对长江中游（湖南桃江和南县）稻田土壤有机碳变化进行了模拟比较研究。杨学明等（2003）用RothC（26.3）模型模拟研究东北地区黑土长期定位施肥试验中玉米两座下土壤有机碳含量的变化。从24个施肥处理中选取了无肥（对照）、氮肥、氮肥配施厩肥、氮磷钾肥配施、厩肥5个处理，对耕层土壤有机碳的模拟值与实际测定值进行了比较。模型预测值与实测值之间吻和较好，说明RothC模型可以很好的用来模拟东北温带气候区现有耕作管理条件下黑土土壤有机碳的动态变化。

李凌浩等[66]（1998）采用野外调查和模型（CENTURY模型）预测方法相结合，对内蒙古锡林河流域一个永久试验样地内的羊草草原群落的碳素贮量、主要流量和周转速度等进行了初步估计，研究了长期过度放牧局整个流域羊草草原土壤有机碳贮量的影响。张佳华等[67]（2003）利用CENTURY模型模拟土地利用变化情形下内蒙古草原生态典型区土壤有机质动态。

韩冰等[68]（2003）采用DNDC模型以辽宁省为研究对象，估算辽宁省农田土壤碳库储量为118.55TgC，并发现辽宁省农田土壤碳量有较明显的地区差异，且施用有机肥有利于农田土壤碳的积累。王立刚等[69,70]（2003；2004）运用DNDC模型对高产粮区河北省曲周县和邯郸市农业生态系统土壤碳循环规律进行了模拟研究，表明与当前管理相比，增加有机肥和秸秆还田比例、采用免耕均可有效的增加土壤有机碳的积累。谢宪丽[31]（2004）用DNDC 模型模拟余江县土壤有机碳库（0~20 cm）总量为3.523109kg，其中灌溉水田的有机碳储量占总量的62.6%，林地占总量的24.9%，平均土壤有机碳密度为4.24kg m-2。对土壤有机碳动态变化的模拟结果表明，余江县土壤有机碳库年度变化量为8.633107kg，变化率为2.45%。有机碳储量下降的地区大多位于农田区内，特别是旱地，但是部分灌溉水田的碳储量是略有增加。林地、园地、草地等区域的碳储量是增加的，特别是园地的增幅最大。邱建军等（2003）用DNDC模拟北方农牧交错带耕地土壤有机碳储量变化，结果为，内蒙古自治区耕地0～30cm 土层土壤有机碳储量约为4.7亿t，在目前农作制度下土壤有机碳库处于严重负平衡，每年净丢失有机碳1335万t，尤其是呼伦贝尔盟和兴安盟的黑土地区土壤有机碳丢失严重。

一些研究者利用模型模拟气候变化对特定地区土壤有机碳储量的影响进行模拟研究，有些研究者分析了气候变化对土壤有机碳储量的影响。

吴金水等[72]（2004）用自主建立的SCNC模型研究了我国亚热带和黄土高原地区耕

作土壤有机碳状况及其对全球气候变化的响应，预测到2050年气温升高1.5～3℃，而

其他条件不变的情况下，亚热带地区和黄土高原地区的耕作土壤有机碳积累水平将分别下降5.6%～10.9%和3.6%～9.4%。

高鲁鹏等[73]（2005）利用CENTURY模型模拟了黑龙江海伦站在自然状态下的黑土在1953～2000年实际气象条件及此为基础的9种气候变化情景下的土壤有机碳（0～20）。模拟结果表明：自然状态下的黑土在48年间实际气象条件下，土壤有机碳含量产生了波动；不同气候变化情景的模拟结果表明，温度升高或降水量的减少能降低土壤有机碳含量；相反则有利于其升高，其中气温是影响黑土有机碳变化的主要气候因素。当气温升高2时，无论降水量不变、减少或增加20%，都能导致土壤有机碳含量下降。温度升高且降水量减少模式下的土壤有机碳含量最低，温度降低且降水量增加下的土壤有碳含量最高。

秦晓光等[74]（2001）利用DNDC模型模拟了9种气候条件下的黄土表层土壤有机质相应气候变化的特征和结果。结果表明：温度和降水对黄土中土壤有机质含量的影响正好相反，表明湿度是影响黄土地区生态环境的主要因素，温度和降水都是通过对湿度的影响来影响植被生态的。

肖向明等[75]（1997）用CENTURY模型模拟内蒙古锡林河流域羊草草原和大针茅草原在1980～1989年的生物量动态,并估测气候变化和大气CO2浓度倍增对典型草原初级生产力和土壤有机质含量的影响，并根据加拿大气候中心和美国地球物理流体动力学实验室的大气环流模型预测的气候变化数据进行模拟。模拟结果显示：气候变化将导致羊草草原和大针茅草原初级生产力和土壤有机质含量显著下降。

杨昕等[76]（2001）根据大量实测的土壤碳密度资料并结合生产力模型，得到一组直接利用气候资料来计算平均土壤呼吸速率和土壤碳密度的公式。利用此模型对全球潜在的土壤碳密度分布做了模拟，计算出全球土壤碳库为1152Pg。该模型成功模拟了土壤密度随降水（或湿度）状况而变化的特征。

周涛等[77]（2003）对中国1998年第二次土壤普查中的2000多个土壤剖面中碳储量与年平均温度（T）、年降水量（P）的相关性研究表明：它们之间的相关性在不同的温度带下具有很大的差异，在T≤10℃的地区，土壤有机碳储量与温度的负相关性最强；在10℃20℃的地区，土壤有机碳储量与温度和降水的相关性都很差。

还有些研究者针对特定区域或生态系统以及不同土地利用方式下的土壤碳库特征进行研究。

王绍强等[78]以黄河三角洲河口地区为例研究土地覆被变化对陆地碳循环的影响，计算1992年该研究地区土壤碳库为7.243106t,而1996年林地面积增加了146.76×102hm2，使用已经公开发表的植被和土壤碳储存数据估算，黄河三角洲河口地区植被碳储量增加7.43310 5t表明在不考虑土地覆被变化对土壤有机碳的影响下，研究区是一个小净碳汇区。陈庆美[79]（2003）等采用全国第二次土壤普查中内蒙古自治区的典型土种剖面资料，在剖面深度的基础上，用地统计学和地理信息系统方法，分别按土壤类型和土地覆被类型计算了土壤有机碳、氮密度，分析了内蒙古自治区土壤有机碳、氮蓄积量的空间分布特征，探讨了土壤有机碳、氮量与主要气候要素的关系。

刘国华等[80]（2003）利用第二次土壤普查时环渤海地区1374个土壤剖面资料，对该地区土壤有机碳库进行了估算。结果表明，整个环渤海地区1m深的土壤有机碳库为2.1PgC,表层土壤中的碳储量为673.30TgC。

赵其国等[81]对中国热带、亚热带地区的土壤有机碳库进行了研究，利用土壤有机碳与土壤剖面深度的统计回归模型，根据全国第二次土壤普查资料，计算了我国东部土壤的有机碳密度和储量。

周玉荣等[82]（2000）在广泛收集资料的基础上，估算我国主要森林生态系统碳贮

量为281.163108t，其中植被碳库，土壤碳库、凋落物层碳库分别为62.003108t、210.23×10 8t、8.923108t。

李恋卿等[83]（1999）根据《江苏土壤》基建几年调查和分析资料，计算提出江苏省农地土壤耕层有机碳储库为0.2Pg，50～70年代土壤有机碳有所下降，自80年代实行土壤改良以来，江苏土壤有机碳储藏总体上有增加的趋势，其土壤的碳截存速率可达27～350g2m -22a-1。

石培礼等[84]（2003）以拉萨河下游河谷宽谷区达孜农场为例研究了不同土地利用方式土壤有机碳储量的垂直空间格局，并讨论了农田退耕为弃耕地和人工林等土地利用方式的碳固定功能。结果表明：拉萨河谷土壤有机质含量普及较低，其中沼泽草甸、人工杨树林有机质含量相对较高。

李跃林等[85]（2002）对鹤山几种不同土地利用方式下的土壤碳的研究，结果表明，在同一深度不同土地利用下有机碳含量比较一般为：林地>果园>草地，认为植树造林及森林保护是缓解大气CO2浓度上升的有效措施。

方运霆等[86]（2004）基于61个土壤剖面的数据，分析了鼎湖山自然保护区4种自然植被类型（沟谷雨林、季风常绿阔叶林、山地常绿阔叶林和林地灌木草丛）和4种次生植被类型（马尾松针叶林、针阔混交林、次生季风常绿阔叶林和常绿灌丛）的土壤有机碳贮量及其分配特征。

李忠佩等[87]（1998）采用双组分模型模拟土地利用方式变更后土壤有机碳储量的变化，模拟值与实测值拟和较好。此方法适于用来模拟不同土壤类型下土地利用系统变更初期的土壤有机碳储量动态变化过程。

苏永中等[88]研究了科尔沁退化沙质草地不同生境（流动沙地、半固定沙地，固定沙地和丘间低地）下土壤碳的矿化潜力及不同凋落物在沙地土壤中的分解，表明土地沙漠化不仅导致土壤有机碳库衰竭，也是土壤微生物活性丧失。李凌浩[89]对长期非持续性土地利用（草原开垦和过度放牧）对草原生态系统土壤碳储量的影响进行了分析。

3.气候变化对土壤碳循环的影响

CO2浓度在过去的近200a中增加了25%,年均增加0.5%。现在的增加速度更快,多种模型预测,到2030年大气中CO2浓度将加倍,大气中CO2浓度的增加主要是由于工业燃料燃烧量迅速增加,同时也因为森林植被破坏及林下土壤碳的分解释放而造成的。全球森林植被和土壤中贮藏的碳是农业生态系统碳量的20~100倍[1]。

3.1对土壤碳库

土壤是一巨大的碳库。全球有机质含碳量约在1 300~1 600Gt,是陆生生物量碳(664Gt)的两倍[12]。地球陆生植被总初级生产量约为120Gt2(C)/a,其中50%用于植物吸,另外50%(净初级生产量),主要由土壤生物呼吸分解,呼吸解产生CO2返回大气,也少量的以CH4的形式返回大气(Lashof 1989)。在气候条件保持稳定的情况下,土壤碳库碳流基本保持平衡。但在气候变暖的情况下,也有较大的变化。

土壤碳库包括土壤中有机碳和无机碳,以及死根和生物分泌物等。因为无机碳以碳酸盐形态存在,活性很低,对环境因子不敏感,所以在已往的研究中土壤碳库主要指土壤有机碳库(Postet al.,1982; Post & Kwon, 2000; Schlesinger & Lichter,2001; Raich&Schlesinger, 1992)。沿用以前习惯,本文所指土壤碳库仅包括土壤有机碳库。Trumbore (1997)指出,在全球温度改变的条件下,陆地生态系统土壤必定表现为碳源或碳汇,也就是说气候变暖必然改变陆地生态系统土壤与大气间的碳素交换。根据以往的研究,气候变暖对陆地生态系统土壤碳库的影响主要表现为3种作用:增加土壤有机质分解、增加土壤呼吸碳释放和增加NPP输入土壤的碳素,总体上可以认为是一个碳库增加过程和两个碳库减少过程。气候变暖通过影响以上几个过程而最终改变碳库的大小。目前存在以下几种不同的观点:1)NPP的增加势必导致进入土壤的碳

素增加,当这一作用超过碳释放时,土壤碳库也随之增加;2)如果NPP不增加或微弱增加,而土壤呼吸增加、凋落物分解以及土壤有机质的分解均可以降低土壤碳库的储量,碳释放超过NPP输入土壤的碳素,则土壤碳库表现为减少;3)如果这两方面的作用相抵,则土壤碳库保持不变。很多全球气候变化模型都显示全球变暖将导致土壤中碳的损失(Sundquist, 1993;Kevenbolden, 1993)。King等(1997)的研究表明全球土壤碳库在气候变暖条件下会降低,不同的气候情景下土壤碳库减少量不同。Kirschbaum (1995)综述了土壤碳库对全球变暖响应的研究,认为在气候变暖条件下,温度每升高1℃,土壤有机碳损失10%,如果对于储碳量多,气温比较低的高纬地区,这一比例会更高。

事实上,不同的生态系统土壤对气候变暖的响应是不同的。一般认为热带土壤有机碳含量相对较低,气候变暖条件下,土壤释放碳的作用不强,而植物地下碳库进入土壤的作用比较强,所以气候变暖最终导致土壤碳库的增加。而在高纬地区,气候变暖将导致土壤碳的大量损失,并大大超过因为气候变暖所导致的碳增加量,使土壤表现为碳源。这其中气候变暖对高纬度地区土壤碳库的影响最大(Keyseret al., 2000)。McKane等(1997)利用MBL-GEM模型研究了北半球苔原生态系统碳动态在气候变暖条件下的变化,结果表明土壤有机碳库将会减少0.3%,因为苔原的碳库储存量较大,这种碳排放会持续很长时间。同时对于其它的生态系统,气候变暖则可以导致土壤碳库的增加,Tian等(1999)研究了美国本土对气候变暖的响应,结果表明在过去的95年间,气候变暖导致土壤碳库有一个很微弱的增加。以上结果也说明了碳库变化的纬度地带性特征,即在气候变暖条件下,高纬度地区一般表现为土壤碳库减少,而中低纬度地区的土壤碳库则可能不变或略有增加。

气候变暖不仅能够影响土壤碳库的储量,同时还可以改变土壤碳库的周转时间,其主要原因是土壤呼吸和土壤碳分解作用的加强,气候变暖将导致土壤碳库的周转时间缩短(Trumboreet al., 1996)。Trumbore(1997)总结了几个研究结果,得出结论认为增加温度可以降低周转时间,即增加土壤碳库的周转速率,如在夏威夷、巴西和西伯利亚的研究结果。Kirschbaum(1995)综述了大量研究结果,认为土壤温度升高可以加快土壤碳库的周转速率,降低周转时间。CENTURY模型内部的结构也是根据这一理论来设定的。Hyv nen等(2005)分析了土壤有机碳分解速率的温度依赖性,认为对于不同的土壤,敏感性不同,但是趋势是一致的,即随温度的增加,土壤分解速率升高,周转时间降低。但是也有例外,如Ger-ber等(2004)利用LPJDGVM模型分析了陆地生态系统系统对气候变暖和CO2浓度升高的响应,认为在寒冷地区,土壤有机碳的周转速率降低。气候变暖也可以影响碳素从植物碳库向土壤碳库的流动,主要是因为光合作用增强导致光合产物向地下部分分配的增加(Joneset al., 1998),在这一过程中气温升高和随之发生的降水格局变化同时起作用。Gorissen等(2004)采用14C标记的方法研究了丹麦、英国、荷兰和西班牙的灌丛生态系统中从植被碳库向土壤碳库分配量的变化,在气温升高的条件下,如果在干旱地区,由植被碳库向土壤碳库中的流动增加,如果在湿润地区,植被碳库向土壤碳库的流动则要减少,作者认为这一现象可以用来解释其它生态系统与大气间CO2对气候变化的适应性。然而Fitter等(1998)的研究却表明碳向土壤中的分配与温度无关,而与辐射存在密切关系,事实上辐射是温度升高的主要能量来源。

3.2对土壤呼吸的影响

碳素以CO2的形态从土壤向大气流动是土壤呼吸作用的表现形式。从严格意义上讲,土壤呼吸作用是指未受扰动的土壤中产生CO2的所有代谢过程,它包括3个生物学过程(植物根呼吸、土壤微生物呼吸和土壤动物呼吸)和1个非生物过程(含碳物质化学氧化过程)(Singh & Gupta, 1977; Raich &Schilesinger, 1992)。土壤呼吸对气候变暖的响应在一定程度上可以用Q10来表示。因为Q10是一个表观土壤呼吸受温度影响的参数,它的大小直接反映出气候变暖对地气间CO2交换速率和交换量的影响。目前已有大量关于气温对土壤呼吸影响的研究,普遍

认为气候变暖可以增加土壤呼吸(Jenkinsonet al., 1991; Raich&Schilesinger, 1992),也即Q10大于1。除了一些沙漠地区外,土壤呼吸随温度升高而增加(Raich & Schilesinger, 1992;Raich & Potter,1995; Rustad&Fernandez, 1998)。根呼吸对温度升高尤其敏感,一方面光合作用产物驱动根呼吸(H gberget al., 2001),另一方面根呼吸受温度影响。Tian等(1998b)的研究也表明土壤呼吸随温度的升高而增加(图3)。Briones等(2004)研究了土壤动物在气候变暖条件下的变化,认为气候变暖可以导致土壤动物生物量的增加,从而大幅度增加土壤呼吸。Kang等(2003)研究了土壤微环境条件下气候变化对土壤呼吸的影响,发现Q10并不随温度的变化而改变,这说明气候变暖可以持续地增加土壤呼吸速率。Rustad等(2001)总结分析了土壤增温实验对土壤呼吸的影响,结果发现土壤增温0~6.0℃可以增加土壤呼吸达到20%(95%置信区间: 18%~22%)。然而,近些年的研究结果表明,气候变暖尽管可以在短时间内刺激土壤呼吸产生大量的CO2,但是它并不能从根本上增加土壤呼吸(Melilloet al.,2002; Luoet al., 2001)。Melillo等(2002)在Harvard森林采用土壤增温研究了土壤呼吸对温度的响应,经过近10年的研究,他们发现,温度升高并不能长久地增加土壤呼吸,这是因为土壤活性碳库的量是有限的,当这部分碳释放进入大气以后,增温就不能再刺激土壤呼吸作用了。Luo等(2001)的研究也证明了这一观点,他们在美国大草原上进行了3年的土壤增温实验,将土壤增温2℃,结果发现土壤呼吸对温度增加的敏感性随温度的增加而降低,也就是Q10随温度的增加而降低,他们认为这一适应性(Ac-climation)可以降低土地利用变化和全球变暖对陆地碳循环的影响。Tjoelker等(1999)也认为北方森林幼林土壤呼吸对土壤温度变化存在适应性。关于土壤呼吸对气候变暖适应性的机制,目前尚未达成共识,存在的可能原因包括:1)底物不足理论:Melillo等(2002)的研究表明,在近10年的土壤增温实验前期,土壤呼吸增加幅度很大,然后就开始快速降低,后来降至和未增温实验一致,他把原因归为土壤活性有机碳不足。在初期,活性有机碳快速消耗殆尽,以致后来土壤呼吸的底物不能快速补充,从而引起土壤呼吸速率与未加温条件下近乎一样;2)水分限制理论:水分限制理论基于另一个理论,那就是过干和过湿的条件都不适于土壤呼吸的进行(Peterjohnet al., 1994)。气候变暖通常伴随着降水的分布格局和强度的变化,在一些地区,降水过多,而另一些地区降水过少,形成了一些过干或过湿的地区,从而降低土壤呼吸的强度;3)氮素过量理论:气温的升高势必导致土壤氮素矿化速率的增加和土壤可利用氮素的增加,从而导致植物C∶N降低,植物体向土壤中分泌的有机物减少,进而限制了土壤呼吸的进行(Melilloet al., 2002);4)生物适应性理论:作为土壤呼吸的主要执行者,土壤微生物是一种生命形式,它可以适应任何的环境变化,在高温的条件下,起始可以加快代谢,随时间的延长,微生物逐渐适应了高温的环境,自身代谢随之趋于稳定(Lange&Green, 2005)。Lange和Green (2005)的研究表明,真菌可以改变它的呼吸作用,以适应温度的改变,同时Luo等(2001)在高草草原上的土壤增温实验也证实了这一点,经过3年的实验研究,他们发现土壤呼吸对温度的敏感性越来越低。

3.3对生态系统净初级生产力的影响

生态系统净初级生产力(NPP)是指单位时间、单位面积上植物光合产物与植物自养呼吸的差值,它是陆地生态系统最主要的碳输入方式。气候变暖不仅可以直接影响光合作用来改变陆地生态系统的NPP,还可以通过改变土壤氮素矿化速率,土壤水分含量,间接影响陆地生态系统的NPP(Shaveretal., 2000; Melilloet al., 2002)。Scheller和Mladenoff (2005)对美国威斯康星北部的森林生态系统进行的模拟研究表明气候变暖可以显著增加森林的净第一性生产力。Cao等(2005)研究了全球范围内NPP在20世纪80和90年代的变化,结果显示在全球各大洲均表现为NPP随气候变暖而增加。Cao和Woodward (1998)利用CEVSA模型研究了在未来气候情景下全球NPP的变化,结果显示热带生态系统、温带森林和北方生态系统的NPP分别增加45%、20%和36%。Melillo等(1993)利用TEM模型研究了全球的NPP变化,认为气候变暖可以增加部分生态系统的NPP,如北方森林、北方温带落叶阔叶林等,作者认为主要原因是土壤中氮素有效性的增强。Chen等(1999)研究了BORE-AS项目中的北方森林碳固定,结果表明

大气温度升高可以引起生叶时间的提前,进而固定更多的碳。

另一种观点认为,气候变暖可以降低NPP,尽管光合作用在增温条件下可以固定更多的CO2,但是气候变暖可导致自养呼吸的增加,最终使得NPP降低(Vukicevicet al., 2001)。Tian等(1998b)对亚马逊流域热带雨林地区过去100年的研究结果显示气候变暖可以降低生态系统的NPP(图3)。事实上因为亚马逊流域地处热带,气候变暖对植被的生长影响不大,而气候变暖所伴随的降水和其它因素可能会导致植物光合作用的降低和自养呼吸的增强。以上观点也可以从另一早期的研究得到支持,Melil-lo等(1993)研究了单纯气候变暖对NPP的影响,在OSU(Oregon State University)气候情景下,NPP是减小的,而在其它的气候情景下是不变的。Melillo等(1993)认为气候变暖对NPP影响最大的是热带雨林地区,因为该地区不存在氮素限制作用,所以气候变暖所引起的氮素释放并不能增加植物生长,相反,气候变暖所引起的植物自养呼吸增加和土壤水分亏缺最终导致NPP的降低。

总结以上研究,特别是Melillo等(1993)和Tian(1998b)的研究结果,我们发现,不同生态系统的NPP对气候变暖的响应是不同的,低纬度地区生态系统NPP一般表现为降低,而中高纬度地区的生态系统NPP通常表现为升高或不变。

3.4对凋落物的影响

陆地生态系统凋落物是指陆地生态系统内,由生物(植物、动物和土壤微生物)组分的残体构成,亦称残落物,是为分解者(微生物)提供物质和能量来源的有机物质的总称,包括地上部分的枯枝落叶以及地下根系的凋落物,通常以月或年来表示单位时间内植被的凋落物量,即单位面积、单位时间地面上形成的凋落物量。凋落物包括枯立木、倒朽木、枯草、地表凋落物和地下枯死生物量等,是陆地生态系统碳库的重要组成部分,在维系生态系统结构和功能中具有不可替代的作用。凋落物也是一个重要的有机质和养分储存库,是陆地生态系统养分循环的重要环节。因此,凋落物是一个单独的碳库,同时也是碳循环中的一个主要过程,因为它是维系植物体地上碳库与土壤碳库形成循环的主要通道之一(Raich&Nadelhoffer, 1989)。

气候变暖对凋落物分解的影响,一方面体现在影响凋落物的产生量和质量(Henryet al., 2005),另一方面气候变暖也影响凋落物的分解速率(Aerts,1997;陈华等, 2001)。气候变暖对于植被碳库的影响在前节已有论述,一般认为气候变暖可以增加植被碳库,而植物形成凋落物是按一定比例进行的(Raich&Nadelhoffer, 1989),所以气候变暖可以增加凋落物的量。彭少麟和刘强(2002)对国内外森林凋落物动态进行了综述,他们认为凋落物积累量反映的是凋落物产量和凋落物消失量之间的动态平衡,而全球变暖可以增加森林凋落物的产量。总体上森林生态系统的凋落物在全球有一定的分布格局,随着纬度的增高,凋落物产量下降,而凋落物积累量上升(Vogtet al., 1986)。Malmer等(2005)研究了30年间斯堪的纳维亚地区北部极地沼泽生态系统的净碳积累和气候变化的关系,他们发现气候变暖可以增加凋落物输入量达7.3%。Cao 等(2005)利用CESVA模型研究了20世纪80~90年代全球碳动态发现,由于气候变暖,90年代比80年代的凋落物输入量在全球各个大洲均表现为增加。

同时气候变暖对凋落物的分解速率也会产生影响。因为凋落物的分解一般是物理、化学和生物过程的结合,而温度对各种反应过程均有不同程度的促进作用,所以气候变暖伴随的温度升高和降水变化可以加速凋落物的分解。Liski等(2003)开发了一个基于温度和积温的简单经验模型,用来描述凋落物的分解速率,他们发现温度是控制凋落物分解的主要因子之一,而大气温度的增加可以显著增加凋落物的分解速率,并且这一作用在所有生态系统中表现一致。陈华等(2001)综合分析了已发表的关于凋落物分解速率方面的文献,认为气候变暖一般加速凋落物的分解,但是用于表示这种促进作用的表观Q10随着温度的增高而降低。同时也有人认为气温和CO2的同时增加可以导致植物体的碳储量增加,从而导致C/N比增加,降低凋落物的分解速率(Bryantet al., 1998;彭少麟和刘强,2002)。Belyea和Malmer(2004)研究了泥炭地对气候变暖的响应,结果表明泥炭地凋落物的分解速率在气候变暖条件下快速增加。总之,气温

升高的影响主要体现在增加凋落物分解速率,同时气候变暖对凋落物分解的间接作用体现在对凋落物质量、土壤营养可利用性以及冻土深度的影响,进而影响到凋落物的分解速率(陈华等,2001)。

4.气候变化条件下土壤碳源碳汇关系的探讨

4.1气候情景分析

温室气体浓度逐渐升高,已成定论。但温室气体将导致气候发生什么样的变化?科学家已建立了多种模型预测气候的变化。这些模型都是基于大气环流理论之上,统称为GCM(General Circulation Model)模型,包括UKMO (UK Meteorological Office)模型、GISS (Goddar Institute of Space Studies)模型、NCAR (National Center for Atmospheric Research)模型、GFDL(Geophysical Fluid Dynamics Lab)模型、OSU(Oregen State University)模型等。这些模型都假定CO2浓度到2030年加倍[3]。尽管各种模型预测结果在量上有差别,但变化的趋势是基本一致的[6]。随着CO2浓度的加倍,全球大气和土壤的温度将升高1.5~4.5℃,这种温度变化是逐渐的,受海洋水体的影响,大约每10a升高0.3~1℃。温度变化幅度地区性差别较大[1],在高纬度地区(N60°N

以上),夏季温度升高幅度将比全球平均水平高50%~100%(即升高4.5~6℃),而冬季温度升高幅度可能是全球平均水平的3倍(升高8~12℃),这主要是海洋中冰的溶解放热造成的[7]。

由于全球气候变暖,水分蒸发量必然增加,这将导致全球平均降雨量增加,但雨量增加也是不平衡的,高纬度地区和极地增加幅度较大[8],且季节变化较大。在高纬度地区,因为高蒸发量土壤水分在夏季将减少,而在冬季则增加。而在中纬度地区,雨量也有所增加,但由于温度升高,蒸发量加大,积雪溶化提早,雨季也提前,故夏季也将更加干燥,土壤水分减少,内陆干旱矛盾可能在某些地区更为突出。雨量增加的地区性差异和季节性变化,在某些地区可能导致严重的洪灾。不少研究结果都支持这一观点,但究竟哪些地区更干旱,哪些地区发生涝灾,尚难以定论。

4.2土壤碳源/汇的关系

陆地生态系统主要通过光合作用、自养呼吸和异养呼吸与大气进行碳素交换,在碳平衡状态下表现为没有净的碳排放,即碳排放等于碳吸收(Schimelet al., 1997)。而气候变暖可以增加或降低各个过程的速率或反应量,进而影响到全球陆地生态系统的碳素收支(IPCC,1991,1997,2001),表现为碳源或碳汇(Trumboreet al., 1996)。科学家们通常认为气候变暖可以增加NPP,同时加速土壤有机质的分解排放,但是究竟是哪一个作用占主导地位,迄今为止的研究结果不同,观点也不一致(Braswellet al.,1997; Grace&Rayment, 2000; Tianet al., 1999)。

陆地生态系统对气候变暖的响应机制是:气候变暖可以影响植物的光合作用(通常为增加),同时高温还会增加潜在蒸发散和植物的呼吸作用,蒸散发的增强可以导致植物的水分胁迫,进而导致NPP的降低。另一方面温度的增加和水分胁迫的发生可以导致土壤可利用性N 素的增加,解除植物的N素限制,增加NPP(图4)。Cox等(2000)采用耦合碳循环反馈和气候因素的模型对气候变暖和陆地生态系统碳循环进行研究表明,陆地生态系统通常表现为碳汇,按GCM模型预测的气候情景估算,到2050年排放和吸收可达到平衡,随后表现为碳源,到2100年,全球平均气温比现在高出5.5 K,这比不考虑CO2反馈作用的预测值要高1.5 K,这一反馈作用将加速气候变暖的进程。在这一变化过程中,陆地生态系统由碳汇向碳源转变,基本上表现为排放增强,吸收减弱,最终表现为碳源。以往大多数的研究认为气候变暖可以导致陆地生态系统碳库的流失,主要原因是气候变暖所引起的呼吸作用的增加,特别是土壤呼吸作用的增强(Houghton & Woodwell, 1989; Oechelet al.,1993; Schimelet al., 1994)。Oechel等(2000)研究表明,北高纬苔原生态系统在气候变暖条件下,由碳汇变成碳源。Grace和Rayment(2000)也同样认为气候变暖导致陆地生态系统由碳汇变成碳源。King等(1997)采用模型的方法预测了在未来气候情景下,如果没有分解作用的加强,全球的陆地生态系统将增加1.1%的碳汇,而如果考虑到气候变暖导致的分解作用增加,陆地生态系统最终将表现为增强1.1%的碳源,尽管King自己也认为总体上表现为近于平衡态。结合涡度相关法、气体交换箱式法、放射性碳同位元素法、木材、苔藓和土壤清单法和实验培养法,Goulden等(1998)研究了加拿大Manitoba地区120年林龄的黑野杉(Picea mariana)林的碳平衡,发现土壤碳库对气候变暖所引起的冻深和解冻时间的响应非常敏感,气候变暖可以导致该生态系统成为碳源。Malmer等(2005)通过30年的研究发现,斯堪的纳维亚北部的沼泽生态系统在气候变暖的影响下每年释放7~17 g C2m-2。

另一种观点认为,气候变暖使陆地生态系统固定更多的碳在植物体中,从而减缓气候变暖的步伐,陆地生态系统在这种作用中是一个碳汇。Smith等(1992)的研究结果也支持这一观点,他认为生态系统总碳库在气候变暖条件下陆地生态系统的碳储存将增加0.4%~9.5%;Cramer 和Solomon的(1993)结果则认为增加的幅度为0.8%~4.9%;Prentice和Fung(1990)研究了GISS 气候情景下植被碳库将会大量的增加,从而导致生态系统总碳储存增加13%~15.7%。而Prentice和Sykes(1995)通过研究认为生态系统总碳储存在GFDL气候情景下增加0.9%,而在OSU气候情景下增加4.9%;同样Neil-son(1993)也发现在GISS和OSU气候情景下生态系统表现为碳汇。同样对于落叶林生态系统与大气间的CO2交换量来讲,气候变暖导致的生长季延

长和积雪覆盖减少可以导致该森林生态系统成为一个碳汇,作者并推测整个北半球每年可以固定1 Pg C(Gouldenet al., 1996)。Smith和Shugart(1993)研究了加倍CO2浓度所引起的温度升高对陆地生态系统碳库的影响,发现在最初的50~100年间,表现为碳源,但是随后却表现为碳汇,生态系统碳库增加。Cao和Woodward(1998)的研究则表明,全球碳库在气候变暖的影响下是减少的。Tian等(1999)的研究也认为陆地生态系统在气候变暖条件下表现为碳源。

事实上,气候变暖对陆地生态系统碳源/碳汇的影响是不同的,不同的生态系统会产生不同的效果。Tian等(1999)对全球的各种生态系统类型进行了研究,并指出各种生态系统对温度增加的响应各不相同,大多数北方生态系统和热带生态系统均表现为碳源,只有少数温带森林等生态系统表现为碳汇。King等(1997)采用气候情景的研究表明,除了常绿阔叶林以外,大多数森林生态系统是碳汇,其它的生态系统在GCM的气候情景下表现为碳源。普遍的现象是干旱、高纬地区的生态系统在气候变暖条件下变成为碳源,而低纬高湿地区的生态系统在气候变暖条件下可能成为碳汇,这是因为低温条件下尽管NPP相对较低,但是呼吸和土壤碳库的分解也比较弱,导致净碳积累,而高温条件下分解作用超过碳的积累,使生态系统表现为碳源。Keyser等(2000)则认为气候变暖导致碳积累和释放的同时加速,但是并不一定导致碳源/汇的变化,也就是气候变暖只改变了碳循环的速率,而对碳库并无影响,这可能是因为生态系统对气候变化存在生物适应性。Lapenis等(2005)也发现了俄罗斯森林对气候变暖的适应性。Stirling等(1997)则发现了光合作用对气候变化的适应性。

气候变暖可以对陆地生态系统碳循环产生正面和负面影响,如上所述,其中间接影响主要作为原因来解释一些现象。除以上各种因素外,降雨变化、生长季延长和土壤质量改变等等也可以影响陆地生态系统碳循环的各个过程和碳库(Shaveret al.,2000)。Churkina等(2005)利用遥感手段结合涡度相关技术研究了欧洲和美洲的森林生态系统净生态系统交换,结果表明生长季延长可以增加森林生态系统的NEP,使生态系统固定更多的碳。Keller等(2004)发现气候变化还可以影响到土壤质量,进而影响到土壤碳库动态和全球碳循环。Tian等(1999)的研究得出在未来气候情景中,气候变化和温度影响差别很大,这也说明气候变暖的伴随因素对陆地碳循环影响也很大。另外,大气温度的升高引起生叶时间的变化也对陆地生态系统碳循环产生影响,Chen等(1999)研究了BOREAS项目组所研究的北方森林在1994~1996年的碳固定情况,结果表明生叶时间的提前可以增加碳固定。Wan等(2005)研究了土壤增温对美国草原上的碳循环过程的影响,并分别对温度增加对碳循环过程的直接作用和间接作用进行了总结分析,认为间接作用可能比直接作用产生的效果还要显著。

5.结论与展望

目前已经开展了大量的关于气候变暖对陆地生态系统影响的研究,一部分问题已经达成共识,而有些问题仍然存在一定的分歧,对这些问题的研究,以及研究方法的改进是未来该领域的主要方向。目前本领域已经得出的初步结论如下:

1)随着全球气候变暖,低纬度地区生态系统NPP一般表现为降低,而在中高纬度地区一般表现为增加,在全球尺度上表现为NPP增加;

2)气候变暖可以增加土壤呼吸速率,不过随着时间的推移,这种影响会越来越微弱,表现为一定的适应性,可能存在4个原因:水分限制、底物限制、N素限制和生物适应性;

3)气候变暖可以增加陆地生态系统植被碳库,这是因为气温的升高加快了光合作用,与此相伴的CO2浓度升高也是其主要原因之一;

4)气候变暖可以加快凋落物产生量,同时也增加凋落物的分解速率;

5)气候变暖对陆地生态系统土壤碳库的影响因生态系统而异,不同的生态系统在气候变暖条件下表现为碳源或碳汇,一般来说,高纬地区土壤有机碳更容易大幅度提高分解速率,或通过土壤呼吸排放进入大气,而低纬地区的生态系统土壤碳库由于来自植被碳库的补充,而Q10增加不明显,仍然表现为增加;

6)整体来说,在气候变暖条件下全球陆地生态系统表现为一个很弱的碳源,同时碳循环的速率加快。而不同的生态系统在气候变暖条件下表现不同,高纬地区生态系统在气候变暖条件下要释放大量的碳进入大气,表现为碳源,而低纬地区因为植被碳库的积累超过了土壤碳库的释放表现为碳汇。

可以预见,在未来数年乃至数十年间,气候变暖必将对陆地生态系统碳循环产生巨大的影响,这对于本领域的研究工作即是机遇也是挑战,在未来数年间需要在以下的几个方面加强研究: 1)关于陆地生态系统对气候变暖的响应,已有大量的模型被用于研究,但是由于气候系统的复杂性与碳循环的复杂性,以及它们之间的复杂关系与双向反馈作用,目前的模型均存在不同程度的缺欠,结合先进的研究手段,跨时间和空间尺度研究陆地生态系统碳循环过程对气候变暖的响应与反馈是未来该领域研究的主要方向;

2)气候变暖的同时还可以导致降水,土壤质量改变等一系列问题,它们均可以对陆地生态系统碳循环产生影响,因此开展气候变暖对陆地生态系统碳循环的间接影响也很有必要;

3)陆地生态系统结构和功能对气候变暖均存在不同程度的适应性,这一现象对于准确理解未来气候情景下的陆地生态系统碳循环具有重要意义。

4)在全球变化进程中,气候变暖往往是伴随着其它的表现形式共同发生的,如干旱,火干扰增强等。以现有的实验方法和手段,还无法研究各种因子的单独影响及协同影响,考虑到全球变化的复杂性及长期性,采用模型方法研究气候变暖与其它表现形式的协同影响是未来全球变化研究中的主要方向之一。

6.参考文献