全球土壤有机碳池

迈克尔的鸟

澳大利亚国立大学,

堪培拉,澳大利亚

Hana Santruckova

南波西米亚,大学

Ceske Budijovice,捷克共和国

约翰·劳埃德

马克斯普朗克研究所

生物地球化学、丽娜、德国

埃尔Veenendaal

哈利奥本海默奥卡万戈

研究中心,必须,博茨瓦纳

1。作品简介:土壤碳池和全球变化185

2。影响因素分布的土壤有机碳186

3所示。187年全球变化在SOC池中

4所示。观察SOC数据190的局限性

5。191年分层抽样的方法

6。结论:Sandworld Clayworld 197

引用197年

1。作品简介:土壤碳池和全球变化

大小的估计,全球土壤有机碳(SOC)池范围在700 Pg(柏林,1970)和2946 Pg (Bohn, 1976),价值约1500 Gt现在公认为最适当的(表1)。这个值被认为是1/2之间(例如,汤森等,1995),三分之二(如Trumbore等,1996)的陆地碳池。

SOC池中扮演一个重要的角色在调制人为改变全球碳循环。一方面,人类活动如开荒、农业和生物质能燃烧的铅大量排放二氧化碳的SOC池,在初始扰动后往往持续很长时间站在生物质已经停止。相反,陆地生物圈被认为是人为隔离-■1 2 Pg /年有限公司(“失踪水槽”)由于增强photosynthctic碳固定(例如,迪克森et al ., 1994)。站生物质被认为是负责平衡所需的增强吸收全球人为有限公司预算,SOC池被认为提供长期过渡水槽的这个碳(史密斯和Shuggart, 1993)。这是由于SOC池所需的相对长时间建立新的平衡交付率增强的碳从站土壤生物量。

尽管SOC池的主要角色在全球碳循环中,动态的碳交易所内部之间的SOC池和SOC游泳池和其他主要全球碳水库不限制(汤森等,1995;鞣革等,1990;Trumbore, 1993;Fung等,1997)。主要围绕SOC的大小的不确定性依然池,SOC池的容量来存储额外的生物量碳隔离生活,和SOC池对气候变化的响应。raybet雷竞技最新减少这些不确定性需要更健壮的估算土壤碳池的大小和利率并通过土壤碳通量池,以及额外的约束的发展由S13C和AI4C测量(Fung等,1997)。

隐含在上面的语句需要能够更好地预测变化SOC池空间的土壤基质类型,地貌,气候,评估这样的预测的准确性对全球观测数据库一致。raybet雷竞技最新绑定《京都议定书》的规定和未来国与国之间的碳交易的可能性进一步紧迫性引入努力建立可核查库存的碳储量和碳通量的SOC汇聚成大但至少理解陆地碳库(IGBP陆地碳工作组,1998)。雷竞技手机版app

本章探讨了SOC池状态的观察性研究,在土壤碳池全球趋势,观察性研究和努力之间的关系模型的动态碳交易所SOC池,并建议如何

表1的估计全球SOC池的大小100厘米

研究	土壤C (Pg)
柏林(1970)	700年
博翰(1982)	2946年
英航问。(1977)	1080年
Bazilevich (1974)	1392年
施莱辛格(1977)	1456年
Aitjay胡麻。(1979)	2070年
et al。(1982)	1395年
Kswaran et al (1993)	1 576
Baljes (1996)	1500年

观察和建模的研究可能是更好的综合改善的主要不确定性仍然围绕SOC的动态池。

2。土壤有机碳分布的影响因素

珍妮(1941)首先阐明的因素可能影响SOC含量土壤,尽管广泛的土壤之间的关系,确定了植被和气候。raybet雷竞技最新从后来的研究还利用数据,表2列出了主要因素控制SOC库存。

raybet雷竞技最新气候(温度和降水)施加重大影响SOC在全球范围内通过控制输入从生物质生活的水平土壤。raybet雷竞技最新气候也会影响你的速度

表2因素影响SOC池

	温度
	降水、蒸发
	土壤质地(母质/时间)
	Geomorphoiogy
	排水/高程
	坡
	微环境
	营养状态(母质/时间)
	自然干扰
	火
	干旱
	昆虫和疾病
	风倒
	放牧压力
	人为的干扰
	清除/植树造林
	生物质燃烧
	农业
	放牧压力
	raybet雷竞技最新气候变化
	有限公司/ N施肥

土壤碳交付通过SOC循环池和最终气息奄奄的回到大气中微生物生物量、或丢失形象溶解有机碳(图1)。气候,结合其他因素,控制初始垃圾质量(含氮量、木质素含量等;raybet雷竞技最新所以等,1982)和流程修改有机碳的性质而在SOC池。raybet雷竞技最新气候影响SOC通过土壤剖面分布影响淀积作用的效率和深度和有效的生物扰动作用(例如,霍尔特和考文垂,1990),是一个关键前沿空中管制官

纬度的腰带

高度的腰带

纬度的腰带

高度的腰带

图1公斤/ nr1 SOC分布在Holdridge life-zones (Post等人工智能,1982)。

tor影响生产的速度和土壤的矿物学衬底(例如,吴作栋et al ., 1976)。还应该注意,扮演重要的角色在决定土壤基质的性质成土过程操作时间尺度从多年的成土作用在最近冲积沉淀物数百万年的大陆的深风化克拉通。

在当地的规模(即。,对于一个给定的气候)其他几raybet雷竞技最新个因素调节SOC的分布在全国各地。这种规模的最重要的是土壤质地(帕顿et al ., 1987),一个变量,其他参数如基岩类型密切相关,营养状态(阳离子交换容量),持水量,淀积作用和生物扰动作用速率、根穿透阻力,和氧的可用性支持有氧微生物的呼吸作用。方便,这些变量往往是耦合的方式土壤质地变成一个有用的代理,与SOC水平通常增加和减少土壤基质的颗粒大小。

地貌学施加控制土壤碳水平确定沉积物的侵蚀/吸积率和SOC和水/营养和通过提供当地的微环境(如气候或防止火),允许植被类型隔离和碳循环的发展在不同的利率。局部微环境微生物呼吸速率也可以修改。

各种自然和人为干扰的作用在修改SOC库存最近几十年受到更多的关注由于土地利用变化的重要角色在决定转移的大小之间的陆地碳源/汇和大气二氧化碳储层。森林砍伐等干扰/日志记录、农业和放牧行为显然是人为而其他如风倒,气候极端干旱等),昆虫瘟疫,疾病是更直接归因于自然原因。在生物质燃烧等扰动的情况下,通常很难把独有的人为或自然原因,气候变化和人为的可能性意味着上述干扰现在可能在一定程度上是与人类活动有关。raybet雷竞技最新从这个意义上说,二氧化碳/氮肥的效果和绿化也可以归类为人为干扰影响SOC池。

最直接影响上述干扰的SOC池是修改的速度碳交付给土壤,通过改变碳的速度由生物质生活隔离,或者通过将碳封存住生物质直接或间接地回到大气中。干扰也可以修改速率碳返回到大气微生物呼吸。

在许多情况下扰动会导致长期变化在当地植被和土壤结构这意味着在扰动的维护,期间和在建立新的平衡停止干扰后,当地的SOC池可以作为源,或水槽,大气。因此,干扰会导致永久的改变在SOC库存和瞬态干扰区域的碳通量的变化。因此时间是一个重要的变化可以在考虑SOC的反应池期间和干扰。

所有上述变量之间的复杂的相互作用可能的根源之一,许多不确定性的动态碳交易所通过和土壤碳池内。

3所示。全球变化SOC池

SOC池中可预见的变化一直在观察不同气候的土壤之间的比较研究(珍妮,1961;raybet雷竞技最新Trumbore, 1993)或对比土壤结构类型(帕顿et al ., 1987),横断面沿气候梯度(汤森et al ., 1995),在土壤空间/威尼斯平底渔船横断面序列(吴作栋et al ., 1976;)和干扰和不受干扰的区域之间的比较(汤森et al ., 1995;Desjardin等,1993)。此外,一些研究试图看看SOC趋势在大陆(例如,西班牙et al ., 1983;莫拉et al ., 1995),也可以是全局的(例如,帖子et al ., 1982)使用数据显示文献来源和规模已经能够推断出对SOC库存的主要趋势raybet雷竞技最新气候和土壤类型,但一般多分散的数据。

从这对SOC池的行为的理解,模型如洛桑(詹金森和雷纳,1977)和世纪(帕顿et al ., 1993)已经开发,允许从区域验证研究结果外推到全球范围内(丢弃et al ., 1994)。这样的模型把SOC池分成三至五池与营业额乘以从年数千年,和这些池的大小对于一个给定土壤质地是由气候驱动植物碳输入之间的相互作用,营养物质,微生物呼吸,和浸出的文档(图2)。在某些情况下,这些模型已经被测试raybet雷竞技最新

图2在本世纪碳流动模型(帕顿et al ., 1987)。

表3观测土壤碳储存的趋势
趋势	参考
raybet雷竞技最新Climate-specific趋势
SOC周转率下降降低温度(T)和降雨(ppt)	Trumbore et al。(1996)
	Trumbore (1993)
上层土壤SOC总额的比例增加而降低T(和ppt ?)	Zinke et al。(1986)
	西班牙等等。(1983)
微生物呼吸速率下降减少T(和ppt ?)	劳埃德和泰勒(1994)
	赖斯和施莱辛格(1992)
SOC股票减少增加T(恒定ppt)	海报。(1982)
	珍妮(1980)
SOC股票增加提高ppt(恒定T)	切割后等(1982)
	珍妮(1980)
年代]C surfacc SOC在C语言中,仿生学增加而减少T	鸟et al。(1996)
< 5 i3c表面SOC grass-dominated生物群落随减少T	鸟和Pousai (1997)
l ocation-specific趋势
SOC粗切的股票通常低于line-textured土壤	帕顿et al。(1987)
	丢弃et al。(1994)
SOC slocks通常高于从地形上低职位(山谷)	et al。(1974)
	西班牙等等。(1983)
干扰通常会导致改变了SOC储量和通量	达赖和迈耶(1986)
	哈里森et al。(1995)
SOC股票(每厘米*)通常减少与增加深度剖面	西班牙等等(1983)
	Desjardin等等。(1993)
明显的“年龄”SOC一般随深度剖面	汤森等等。(1995)
	Desjardin等等。(1993)
SOC的股票通常是在树下混合高tree-grass系统	Kellman (1979)
	鸟和Pousai (1997)
SOC的伍迪组织比尚未木质化组织周转时间较长	帕顿et al。(1987)
	鸟和Pousai (1997)
在排水性良好的土壤,SOC 8 * C值一般随深度增加	Agren et al。(1996)
	Kruil和Retaliack(出版社)
在排水不良的土壤,SOC§I3C值一般随深度降低	Agren等等。(1996)
	Krull和Retaliack(出版社)
偶然在排水不良的土壤,SOC值常数与深度	Agren等等。(1996)
	Krull和Retaliack(出版社)
细clay-associated SOC SL1C高于粗糙,颗粒SOC	Desjardin等等。(1993)
	鸟和Pousai (1997)
细SOC土壤中有较长的停留时间比粗SOC	Buyanovsky et al。(1994)
在混合C / C4系统,SOC < 5 i3c增加与减少颗粒大小	鸟和Pousai (1997)

对现场观测数据网站和全球分销协议建模和观察到的SOC库存少于25%的网站(帕顿et ai, 1993)。

观察到的相互作用而导致的全球趋势在SOC在前一节中描述的因素,阐明上述类型的研究在表3中做了总结。

土壤碳的主要全球趋势库存最密切相关的气候和土壤质地之间的相互作用。raybet雷竞技最新因此SOC库存往往是高潮湿,low-PET(潜在蒸散)在热带或亚热带地区因为高植物生产和温带地区由于微生物补充矿质率相对较低。相反,炎热干燥地区SOC库存较低,因为工厂生产微生物补充矿质相比效率低(Post et al ., 1982)。表面上在任何地区,气候控制fine-textured土壤碳库存往往高于粗切土壤,由于有机矿质SOC和粘土颗粒之间的相互作用或导致物理保护化学稳定更高比例的SOC(梅耶,1994;Skjemstad等,1993;1996)。SOC的广泛关系,气候和土壤质地是图3所示(见也颜色插入)。raybet雷竞技最新

当地地貌的影响往往导致更高的碳密度在景观的位置较低,由于碳和下坡的运动营养和更可靠的访问权地面和地表水。碳沿着河道库存往往更高,对于易燃区域碳高库存往往是当地地形免受火灾的萧条。地貌的本地化SOC的极端的例子是在泥炭沼泽的发展。

树木的分布格局有重大影响碳库存,库存普遍呈现较高的树冠下(如Liski, 1996)。树分布的影响在草原生态系统尤为明显(Kellman, 1979;鸟et al .,在出版社;鸟和Pousai, 1997)。分布

0 14 70年42 58 28日

潜在的意思是土壤碳流动率图3中潜在的意思是土壤碳周转率外推到全球范围内使用的温度和土壤质地的关系从世纪模型(丢弃et al ., 1994)。参见颜色插入。

树木在森林草原和稀树大草原的位置/林地/边界本身就是复杂的气候之间的相互作用的结果,火灾频率、土壤类型、地貌,放牧压力(例如,弓箭手,1990)。raybet雷竞技最新

在当地的规模一般在SOC中的几种趋势通常可以确定在一个土壤剖面。由于大多数输入碳土壤剖面从上覆站生物质被引入,SOC通常降低了配置文件,一个对数函数来近似(Zinke et al ., 1986)。多达50%的总SOC库存为1 m可能出现在前20厘米的形象,与这里的表面被矿质土壤层的顶部。的程度集中在上层土壤碳层是一个函数的土壤类型、深度、加油和气候。raybet雷竞技最新密集,生物扰动作用等特征大多数热带地区会导致更多的碳储量随深度逐渐下降而寒冷地区生物扰动作用很小和冻土可能限制SOC的向下运动。草原土壤往往有更高比例的SOC在更深的土壤层比类似的森林地区,可能相关的进一步支持草原生态系统。

一般来说增加了土壤中碳的平均周转时间(14 c)所显示的那样,减少温度和降水(Trumbore, 1993),反映在减缓微生物呼吸的速率(赖斯和施莱辛格,1992)。个别土壤剖面、土壤碳的l4C年龄与深度往往会增加土壤剖面(汤森et al ., 1995;Desjardin et al ., 1993),以及减少颗粒大小(Buyanovsky et al ., 1994),反映了旧的相对比例的增加耐火材料碳微粒和深厚的土壤。

许多研究已经检查了SMC分布在土壤的控制。主要控制在SOC的年代“C组成的S13C价值的碳被送到SOC池住生物量。大的差异是由C的分布,控制和C4植物在陆地生态系统,进而由气候(劳埃德·法夸尔,1994)。raybet雷竞技最新较小的差异是由高度等因素(鸟et al ., 1994),土壤水分可用性(Stewart et al ., 1995),辐照度(Ehrlinger et al ., 1986),气息奄奄的公司和二次利用的程度,在封闭的树冠(Van der Merwe和麦地那,1989)。

碳可以长期留在SOC池后植被的吸收。这意味着并不是所有的SOC中碳池是处于平衡状态的同位素组成现代大气由于< 5 ' 3 c值的减少大气中由于化石燃料燃烧自工业化(Freidli等,1986;鸟等,1996)。因此“旧”碳将浓缩1.5%相比,最近的碳。这个“苏斯地面效应”计算时需要考虑的5 ' 3 c值的大气中co2气息奄奄的SOC池(Fung等,1997)。

碳代谢,一旦进入引入SOC池土壤微生物和动物,害怕逐步修改> I3C SOC的价值。两个主要的进程决定竞争的< 5 i3c价值剩余碳代谢过程。的选择性利用营养和能源丰富的化合物,如糖类和蛋白质会增加组件(如木质素的相对比例在剩余的碳,和这些化合物有< 5 i3c值低于他们的大部分生物质部分(Benner等,1987)。相反,伴随代谢动力学分馏效应倾向于1 jc的呼吸,从而增加他们的> I3C价值划分为微生物生物量碳(Macko Estep, 1984;布莱尔et al ., 1985)和最终的“慢”和“被动”SOC池。

提出的模型Agren et al .(1996)链接< 5 i3c碳在SOC的初始“质量”垃圾作为微生物呼吸作用的底物,与渐进的变化< 5 i3c降解碳从低质量的价值窝小或消极的,和高质量的窝被更高的和积极的。Krull和Retallack说道(出版社)表明,降解土壤中附带的观察分离可以分为两大类。在差的土壤,当有氧呼吸是弱智,有机质积累和选择性利用一些化合物会导致减少他们> 13 c价值剩余的碳由于耐火材料的比例相对增加低收入l3C木质素化合物。的土壤,动能同位素分馏主导和剩余的碳13 c浓缩。

进一步的机制尚未被认为是大型生物的作用分解的有机物质。在季节性干旱的热带地区,例如,据估计,20%的有机质分解结果的行动白蚁(霍尔特和考文垂,1990)。由于甲烷是一种丰富的有机质分解的产物在白蚁巢,可能剩下的SOC残留在l3C大大丰富。

部分“稳定”产品的浓度土壤微生物代谢的细分数加上减少大气二氧化碳SI3C价值因为工业化意味着老,耐火材料,clay-associated SI3C价值高于粗颗粒碳(Kracht和鸟,在审查)。在热带大草原,这一趋势增加SI3C值和减少颗粒大小增加的优惠C4-derived碳积累fine-particle-size分数(鸟和Pousai, 1997)。

在区域/全球层面,有相对较少的观察性研究的变化SOC§13 c值。鸟et al。(1996)展示了纬向梯度的存在在他们的>我3 c值的表面在森林土壤SOC,热带森林土壤有害怕低大约1.5% l - - o > I3C值比高纬度森林土壤。这是归因于温度梯度的土壤中的碳周转时间(“苏斯地面效应”),可能温度效应啊~ 0.5%(鸟和Pousai, 1997)。

鸟和Pousai(1997)发现,§13 c值和碳含量通过澳大利亚北部降雨横断面可以通过对数线性关系的主要季风森林一端,在其他热带草原,草原样本分布这两个包之间。

4所示。可用的观测SOC数据的局限性

”,因为矛盾的深度采样和分析方法,直接比较的样本是不可能的。”(Spain et al, 1983)

尽管许多进步在理解因素管理SOC行为描述在前面的部分中,一个主要障碍精制预测了解SOC池的行为在全球范围内以上面的报价。类似的语句是回荡在几乎所有的研究试图比较或编译从已发表的研究结果。

这些问题很大程度上源于许多早期个人为目的进行了研究,在全球变化研究与当前的利益,因此,采用抽样策略并不适合建设全球SOC库存或SOC动力学的建模。此外,可用的全球库存的SOC和前一节中讨论的趋势不提供数据,可以用来验证模型的SOC动态,除了证实碳储存的总趋势。

这些问题可以分成三个“类型”——定义,取样和分析。存在一个严重的问题关于什么是土壤碳的定义。许多研究做一个强大的区别”矿物的土壤,“有机”O-horizon”和“垃圾”,大多数的估计SOC池的大小只提到的大小在矿物的土壤SOC池。然而,在凉爽的温带地区,总数的很大一部分SOC存在于许多的垃圾和O-horizon土壤。这个碳可能是“死”一个世纪或者更久。这些材料可以被认为是SOC,它死了变量状态的有机碳分解,它提供了一个营养来源的生活根生物量和微生物代谢的底物。

一个更合适的SOC全球变化需求的定义可能是SOC代表所有碳从地表向下(即死。,从传统的砂层的顶部),没有尺寸大于2毫米,包括碳垃圾和O-horizons中。所有材料大于2毫米因此被认为是垃圾,大小,一般用于土壤科学和区别,很容易,容易量化。目前区分垃圾和O-horizon模棱两可,实际上是一个连续体之间存在碳垃圾、O-horizon,土壤和矿物。现在的区别也不能占地下垃圾的存在源于最近死去的根,营业额动力学的可能更类似于比土壤矿物表面垃圾。

额外的定义问题与抽样地区的描述在许多研究只是根据土壤类型。

这又可能会使用在成土的研究中,并允许一些推论得出有关的因素可能SOC动态控制。然而,它并不提供可量化的结构和地貌信息是至关重要的在确定SOC动态建模研究和要求作为输入(帕顿ct, 1987)。许多研究也不是单独进行的,量化碳来自不同来源的输入。在森林,当地碳库存已被证明相差很大取决于树木的分布(Liski, 1996)。混合稀树大草原生态系统的碳输入树和草来源不一定是等价的,并将不同空间的比例每个源(这个问题尤为严重的§I3C热带稀树大草原SOC)的价值。

缺乏一个商定抽样协议提供了一个主要问题在比较不同研究的结果。个人研究样本在不同深度的增量不同深度(或视野),在很多情况下不包含土壤密度数据。没有土壤密度数据是可用的,作者试图使用各种推理技术来估计碳密度从% C数据。虽然这可以提供一个粗略估计的碳密度,例如,鸟(1998)发现,类似basalt-derived土壤上放牧的影响之一是增加土壤密度在0 - 5厘米间隔25 - 35%,任何试图估算土壤碳密度从一个近似密度估计会引入类似的错误计算碳密度。

土壤的一般使用坑意味着样品和容重测量通常由水平成坑壁中点的取样间隔,而不是通过收集整个深度区间;这可能介绍(小)偏见如果碳随深度的分布并不均匀。此外,很少有统一在文献中关于样品是否已筛,以及是否/土壤碳酸盐是如何考虑的。

进一步大不确定性引入先前公布的数据通过使用不同的分析技术。燃烧氧气在高温下(以各种形式)现在的首选方法确定碳含量,土壤样品中。然而,大部分的文献数据的许多地区和全球SOC库存研究还包括使用Walkley-Black生成的数据为基础湿法氧化或“损失点火”技术(例如,莫拉et al ., 1995)。

它早就知道Walkley-Black技术低估了总有机碳如果尝试弥补这个事实,通常用测量值的1.3倍。这个因素似乎源自Walkley和黑色的原创作品(1934)和代表的平均低估碳从7个土壤样品的分析,在个人的因素计算样品介于1.16和1.66之间。1.3已经广泛应用的价值(例如,小ct, 1962)但因为Walkley-Black氧化不衡量“顽固”碳,可以预期,这种顽固的土壤中碳的比例将是高度可变的性质取决于碳送到站的土壤生物量、火灾的频率,和其他土壤参数。

损失点火措施“有机物”,和一个不变的因素(一般0.58,van Bremmelen因素)通常是乘上观察到的有机物质含量来计算样品中碳的百分比。然而,众所周知,例如,这个因素是可变的,可以低至0.45在热带地区(Burringh, 1984)。在这个因素的不确定性将直接流入碳密度计算的不确定性。

上面的讨论表明,根据采样和分析协议用于估算碳库存在同一个站点,结果可能会相差10 - 20%。这种不确定性必须添加SOC池中固有的高可变性的空间尺度上以应对前面的部分中概述的因素。

不同植被生活,目前还没有办法远程SOC的股票。SOC股票可以从SOC估计模型耦合的NPP估算来自遥感数据,但观察SOC数据通常不收集等方法能够提供一个意味着验证模型的结果。

情况更加困难对当前SOC池的碳同位素组成的知识。工作在这个领域很少有例外(如鸟et al ., 1996;鸟和Pousai, 1997)都集中在利用碳同位素作为示踪剂的碳动力学和植被变化在当地区域。有迫切需要技术,可用于提供观测估计SOC池的碳同位素组成和碳通量的SOC池到大气中。

现在已经出现了一些模型,可以预测同位素分馏由陆地生物圈(例如,劳埃德·法夸尔,1994年),这些知识提供了重要限制源/汇分布加上测量大气的同位素组成(中央情报局等,1995;Fung等,1997;Bakwin等,1998)。

目前没有办法更好的约束或测试这些模型结果与区域观测地面同位素数据。因为当地植被的SOC池集成了同位素签名几多年,它可能提供最好的综合测量的碳同位素组成地区生物质,如果这个签名可以充分隔绝的同位素效应退化(如Agren等,1996)和陆地“苏斯效应”(鸟等,1996;Fung等,1997)。

需要一种新的SOC数据,收集全球一致的方式,使结果的直接比较大范围的气候条件,可以更好的结合遥感植被指数,和哪个更适合全球碳循环模型的验证动力学和SOC动态。

5。分层抽样的方法

在前一节中讨论了固有的问题试图利用先前公布的数据获得全球观察趋势SOC池中分辨率足够使用的在解决主要问题在全球变化研究中,如“失踪下沉。”的位置It is also likely that the political requirements of the Kyoto Protocol will require more accurate and verifiable estimates of the size of the SOC pool and fluxes through the SOC pool than are currently possible.

帕顿et al .(1993)的方法是一个有用的步骤在这个方向,保持生物群系不变(使用11草原与全球分销网站),允许气候和土壤质地有所不同。raybet雷竞技最新然而,定义全球趋势更好,更有益的方法可能是保持土壤质地不变,让气候(从而植被)有所不同。raybet雷竞技最新因此,安静的沙土植被,将提供一个“低”包体和植被basalt-derived(或相似的)土壤将提供一个“高”包SOC库存和通量(包括同位素)在任何给定的气候。raybet雷竞技最新这两个估计可以混合适当的区域存储和提供估计通量在给定区域基于土壤质地的知识分布。

植被是常见的风成砂体从最后的冰河时代在世界的许多地方,在古河道砂质沉积物,冰川沉积物。同样,fine-textured土壤来自玄武岩(或侵入等价物)是常见的,在全球范围内广泛分布。应该注意,沙土fine-textured土壤有显著优势,因为它们通常是自由排水和几乎没有余地SOC的物理或化学保护可以使解释结果,土壤一旦被取样。

这种方法忽略了次要的地形影响,但这些可以避免样本集的限制在当地地形采样位置高。因此不能应对的方法,例如,与当地的影响如泥炭或不同SOC动态的发生在河道,但是没有任何其他现有方法。

霍尔德里奇(1947)提供了一个简单的气候分类的植被降水量和降水,将世界划分为30的生活区域。虽然这种分类已经被最近的工作,它可以作为一个指南的样本地区的数量可能需要覆盖全球,也就是说,120个地点(细粒度和粗切网站重复在每个生活区域)。

一组一致的采样深度必须应用在最近的每个部分网站,尝试独立的主要SOC(0 - 5厘米)从土壤深层层(5 - 30厘米,30 - 100厘米)。在温带地区,

HU-1

HU-1

HU-2

e 300

♦HU1 30 G□HU1 30 T AHU1 0 - 5 G XHU1 0 - 5 T

0.70 0.90 1.10 1.30 1.50土壤干密度(g cc ' 1)

1.70

HU-2

E 300

♦胡5 - 30 G□胡5 - 30 T胡0 - 5 G XHU2 0 - 5 T

0.70 0.90 1.10 1.30 1.50土壤干密度(g cc1)

1.70

图4土壤碳密度和土壤容重之间的关系,以及库存计算出的平均数据。两个网站在ungrazed basalt-derived土壤Hughenden-Charters塔地区的北昆士兰(鸟,1998),沿横断面和样本收集约1000在每种情况下。样本收集从0-5cm土壤核心和5-30cm深度间隔。因为植被tree-grass马赛克,总数的一半样品收集half-crown-distance从树(- T),另一半收集在当地约等于距离树(- G)。建设网站的库存,T - G样本的总百分比是根据估计的加权皇冠(- T)封面。

surface-organic厚层存在,可能需要这些分别量化,并开始深度采样的土壤矿物。所有的讨论下面的土壤表面定义为传统的“垃圾”的顶部。

树被广泛分离,或树和草都是生物群落中,一套单独的样品必须收集从每个类别树分布有重大影响当地SOC池中可变性在前面的章节讨论。所有样品必须受到粒度分离提供所需的结构信息的解释观察到的变化和作为模型的输入。

即使试图控制变量的方式提出,仍会有当地的可变性,不能包含如果土壤取样仅限于几个坑。Liski(1996)表明,一个北方森林在芬兰,桑迪衬底至少30样品所需的平均值的10%置信区间的获得碳排放清单,所需的样本数量可能会比这更多的异构tree-grass生态系统。卡特et al。(1998)发现,15个随机土壤样本需要从1°X 1°网格细胞在昆士兰(澳大利亚)定义一个细胞的平均SOC含量在10%的“真正”的意思,而约40所需样本估计在5%的意思。

基于样本地区的数量和每个地区的样本数量上面显示,全球抽样计划3或4的深度和3或4每样本大小分数需要在200000年和300000年之间个人的碳含量分析。样品的分析,这个数字将被禁止。然而,分层抽样方法提供了一种机制来“膨胀”相当于单个样本成一个单一的“分层”样本,包括当地的可变性和减少所需的分析工作,大约12000个样本。

这种方法是可行的,它必须能够再现结果从许多结果的平均个人同一地区的样本。图4显示了单个样本结果两个横断面网站(~ 1000米长度)在basalt-derived ungrazed草原地区土壤在北昆士兰(鸟,1998)。它也显示了平均的碳库存计算这些数据树的树冠下的地区和地区远离树木和网站的平均碳密度计算加权根据百分比皇冠盖。单个样品,但当中有相当大的散射场均10个样本在每个站点上收益率密切与总库存(408 vs 422毫克/厘米2 0 30厘米)。

比较这些结果(40分析/网站)和使用分层抽样方法获得的结果(每个网站四个分析)为玄武岩土壤和同一地区的沙质土壤granite-derived提供在图5中。使用每种方法获得的库存给本质上相同的结果,强调大texture-controlled花岗岩和玄武岩土壤碳库存差异。单样本的结果之间的一致性和分层抽样方法是将混合(即碳之间的库存。,单位体积)可以将线性的。

Ungrazed玄武岩库存

擦伤了花岗岩库存

Ungrazed玄武岩库存

HU-8

结合

HU-1 HU-2相结合

从图4图5的比较结果分层的方法,即体积分数每个样本的类型添加到大块样品,生产四site-averaged样本(0-5T, 0-5G 5-30T, 5-30G)从40个人样本。这些样本分析的个体样本和库存根据百分比加权皇冠盖的个体样本。结果显示从图4 basalt-derived土壤和网站桑迪granite-derived土壤。

0 HU-2 (clay-ungrazed) - g

1 HU-1(粘土ungrazed) - t 9 HU-2(粘土ungrazed) - t

50 100 150 200 0

图6 SOC的价值之间的关系和土壤碳密度的样品如图4所示。

S13C结果从这些样本(图6)之间提供支持这样的结论:混合碳源(树和草)是线性的,因此分层样品的分析提供了一个代表区域采样的值。的关系是由类似的结果进一步证实了沙土和黏土为来自津巴布韦(鸟等,2000),如图7所示。常规S13C下降值和增加单位面积上的碳密度与更高的碳在这些地区在C,树木和/或居留时间越长石灰Ci-derived碳一旦进入SOC池。低于5厘米深度、尚不明朗的关系由于退化的影响在SOC的同位素组成和更少的SOC在这个深度之间的紧密耦合和目前的植被覆盖。

图8显示了结果来自700多个个体样本的样本分成六个区域覆盖大型气候梯度在加拿大西部。这些结果显示碳库存下降的0 - 5厘米深度间隔符合减少o

公司的CD

公司的CD

图8 0 - 5厘米间隔的碳密度分层样品(大约75个样本的到一个样本/地区)横断面从美国加拿大边境加拿大北极,在阿尔伯塔省和西北地区。“Biotemperatures”(定义为霍尔德里奇,1947)从10.5°C柏树(50°N)到1.5°C的风(68°N),而降水(不含降雪)范围从750到60毫米同样的两个站点,分别。也显示的l4C活动63 - 500 jitm分数,这表明一个一致的明显增加停留时间从-40年到-250年与温度和降水减少。表层在所有情况下采取的是“垃圾”层的顶部,和数据参考< 2000 - / xm分数。

♦M13(砂)- T
•阿

图7 5”之间的关系类似C和SOC沙土和黏土密度都属于Matopos研究站,津巴布韦(鸟et al ., 2000)。火灾的关系似乎是独立的政权,从每年完成保护火焚烧实验以来(1947 - 48)。

沿着梯度温度和降水,导致逐渐减少垃圾和O-horizons的厚度。这些数据表明,SOC的区域趋势可以阐明使用分层抽样的方法。

图9对比结果从沙质土壤在不同使用这种方法气候地区。碳库存增加water-limited稀树大草原向这两个网站潮湿的热带网站和寒冷的高纬度地区的网站。此外,库存总量的比例在0 - 5厘米间隔在寒冷的高纬度地区网站高于低纬度的网站。这两个观测结果符合预期的趋势在早些时候讨论部分,随着粗砂的发展和O-horizons高纬度地区土壤和他们的缺席低纬度的土壤。

这些网站之间的总范围的库存~ 3倍,但应该注意的是,没有潮湿的高纬度地区网站

450 400 350 300 250 200 150 100 50 0

在砂质土壤碳储存□□0 - 5厘米5 - 30厘米

Hughenden 21”, 600毫米

Matopos 18”, 630毫米

约克角27”,1200毫米

Zotino 4”, 300毫米

图9的比较结果从几个使用分层抽样的方法不同气候条件下raybet雷竞技最新,所有在沙土上。表层在所有情况下采取的是“垃圾”层的顶部,指的是< 2000 - / ^ 111分数。雷竞技csgo从以下数据来源:Matopos,津巴布韦:鸟et al ., (2000);澳大利亚Hugheneden:鸟(1998);约克角,澳大利亚:Kracht和鸟(未发表的数据);Zotino西伯利亚:鸟(unpubl。数据)

表示,例如,埃德蒙顿的0 - 5厘米库存样品(图5)大约是一样的总0 - 30厘米的间隔库存约克角,Zotino网站,因此埃德蒙顿的0 - 30-cnr库存网站可以将明显大于这些网站。

分层抽样方法的另一个优点是,它允许将一套更加耗时分析上执行一个大大减少样本集。例如,图10显示了结果粒度分布、积碳和碳同位素组成的0 - 5厘米间隔。尽管类似矿物粒度分布在两个数据集,raybet雷竞技最新气候、植被,和消防制度的不同特征之间的碳和碳同位素的分布不同体积分数。再一次,这些差异很容易解释的在前面的部分中描述的过程(见图标题)。

分层样品也适合放射性碳分析和可能提供更好的“平均”营业额乘以特定气候/土壤质地条件比特定站点的研究,使用任何可用的方法(例如,鸟et al ., 1996;Trumbore, 1993;哈里森等人工智能,1995)。14 c 63 - 500 - ju结果。m分数分层提供加拿大样品上面讨论的图8。明显的碳周转时间这个大小分数增加而降低温度和降水符合预期基于前面的部分讨论。

至今没有探索的可能性是使用微生物碳的l4C活动(Ladd阿马托,1988)或微生物气息奄奄的二氧化碳来获得一个综合衡量土壤SOC的平均周转时间的样本。这句话背后的基本原理是,当微生物碳池快速周转,微生物碳池的14 c活动将由amount-weighted l4C基质的代谢活动。因此如果顽固的,不是用于微生物降解碳代谢(因此不相关的全球循环decadal-centennial时间表)它不会被记录在l4C活动的微生物碳和微生物气息奄奄的有限公司。

l4C活动的测量有限公司微生物从土壤root-free气息奄奄的laboartory技术简单(Santruckova et al .,在出版社),但令人不安的可能性存在,其字段位置的土壤可能使“受保护的”碳代谢。从土壤微生物碳的物理分离样品需要准备两个样品(詹金森,1988)。与K2S04提取第一个样本,而第二个是与氯仿熏蒸,然后与K2S04提取。氯仿熏蒸呈现K2S04的微生物碳可抽出的比例。微生物碳的比例和l4C活动由质量平衡。虽然这种方法的优点是提供了一个即时的“快照”的微生物碳收集时(假设微生物活动停止干燥或冷冻后不久集合),可选用的质量平衡计算引入了额外的不确定性计算微生物14 c的活动,也不清楚是否熏蒸一步只释放微生物碳(Badalucco et al ., 1992)。

作为这种方法的初始测试,样品代表“最热”(埃德蒙顿)和“冷”(风)位置在加拿大横断面使用这两种技术进行了分析。图11显示了使用这两种技术的结果。微生物的气息奄奄的二氧化碳结果表明合理的周转时间略短于63 - 500¡xm分数相同的土壤。结果从fumigation-extraction技术获得的收益率明显更短营业额乘以更大的错误。两个结果之间的差异的一个原因是,微生物不分区所有碳同化和呼吸之间同样的过程。年轻可能更多的能量——/营养丰富的碳更容易被划分为生物虽然年长的碳用于支持呼吸(j .丢弃,个人沟通)。微生物的碳,埃德蒙顿的4 c活动样本是在预测1996年14 c活动和周转时间之间的关系进一步表明,一个碳原子可以骑在微生物碳池平均~ 10年之前,气息奄奄的或通过“慢/被动”池在这个示例。

这些初步结果表明,气息奄奄的有限公司,技术可能会提供更可靠的SOC估计比fumigation-extraction周转时间的技术。沙土中几乎没有机会为碳物理保护,上述潜在的问题有关的物理干扰样本可能是可以避免的。

	柏树
	埃德蒙顿
- e -	水牛
	Yellowknlfe
- - - - - - - +	雷的
- x - - - - - - - - - - - -	多风的

	C1(火)
	F1(年度屁股)
0 -	F3(3年烧)
	F5(5年的屁股)

在cd

图10的碎屑颗粒大小分布以及粒度分布的碳同位素组成分层加拿大横断面样本(图8)和Matopos火试验(图7)。而碎屑粒度分布也同样的对大多数样本,有戏剧性的差异之间的碳分布大小相同分数。碳均匀出现在加拿大土壤的粗大小分数,但不定地丰富的细分数Matopos样本。碳的分布大小分数之间Matopos由消防控制频率,与普通碳增加细分数随着火灾频率增加,导致粗材料的燃烧。碳的“C值增加而减少颗粒大小在加拿大的样品~吸引由于陆地苏斯和分离效果微生物降解(鸟和Pousai, 1997)。5、3 C Matopos样品中碳的价值增加2 - 3% - o降低粒径由于差分输入C4-derived碳到细分数或C的选择性保护¡派生中碳粗分数(鸟和Pousai, 1997)。加拿大的往下值样本是典型的高纬度C¡森林(鸟等病了。,1996),而Matopos变量输入的值表明C4-derived碳。应该指出的是,Matopos复制分层抽样获得的结果在燃烧的两个网站受到政权在每种情况下。结果的可比性(误差)对这些独立重复抽样提供了进一步的证据,分层抽样方法可以产生可靠的结果。

图11 14 c的活性微生物气息奄奄的二氧化碳,微生物碳(fumigation-extraction), 63 - 500 / u。米颗粒的埃德蒙顿和多风的分层样本(见图8)。也显示停留时间之间的关系,4 c活动预计1996年收集到的样本和1988年,最后一次值高达观察风的微生物碳样本可以发生在SOC池。

停留时间(年)

图11 14 c的活性微生物气息奄奄的二氧化碳,微生物碳(fumigation-extraction), 63 - 500 / u。米颗粒的埃德蒙顿和多风的分层样本(见图8)。也显示停留时间之间的关系,4 c活动预计1996年收集到的样本和1988年,最后一次值高达观察风的微生物碳样本可以发生在SOC池。

6。结论:Sandworld Clayworld

讨论在前面的章节已经证明机制观察趋势SOC池中被理解的程度,模型已经开发出来,能恰当地描述观察到的模式的碳分布在证据确凿的网站。进一步讨论也表明,这类网站的取样和分析的一致性协议足以提供进一步的全球模型的约束很小。

虽然并不打算取代个人网站,进一步面向流程的研究一直认为,需要一种新的SOC数据,旨在改进我们的理解的SOC行为的决定因素在全球范围内进行交互。这种风格的数据必须使用一致的方法从全球分布的网站产生信息SOC股票、通量、潜在的呼吸,和同位素。这个信息必须始终耦合结构和深度分布数据,考虑到当地的可变性和可以提供对地区级的核估计的格式与model-derived适合比较数据。一些努力在这个方向已经被(Paustian et al ., 1995;法伦等人,1998)。

Sandworld和clayworld,观察从粗SOC估计参数,fine-textured基质分布在全球气候的全谱区,是可实现的技术和后勤保障。他们代表了一种基于流程的特定场地的自然延伸的研究,需要进一步改进我们的理解在全球范围内的SOC池。这样的改进当前需要解决的主要问题围绕全球碳循环的功能和回答政治问题出现的结果批准《京都议定书》。

承认

这个手稿的完成提供了极大便利,来访的马克斯·普朗克Biogeo-chemistry研究所提供的奖学金。

引用

Aitjay, g . L。、Ketner l . P。,Duvingneaud p (1979)。陆地主要生产和phytomass。在“全球碳Cycyle-Scope。”(B. Bolin, E. T. Degens, S. Kemper, and P. Ketner, Eds.), pp. 129-181. Wiley, New York. Vol. 13. Agren, G. I., Busatta, E. and Balesdent, J. (1996). Isotope discrimination during decomposition of organic mater: a theoretical analysis. Soil Sci. Am. J. 60, 1121-1126. Archer, S. (1990). Development and stability of grass/woody mosaics in a subtropical savanna parkland, Texas, U.S.A. /. Biogeogr. 17, 453-462. B

继续阅读:植物化合物,和他们的营业额和稳定土壤有机质

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