藏东南色季拉山西坡土壤有机碳库研究

马和平，郭其强，刘合满，钱登锋

(1.西藏农牧学院高原生态研究所，西藏 860000;2.西藏农牧学院资源与环境学院，西藏 860000)

土壤有机碳(SOC)是土壤植物生态系统的重要组成部分，对土壤物理、化学和生物特征的变换起着关键作用。土壤有机碳库由连续的不同分解阶段的有机物组成，包括已经完全分解的腐殖质、半分解有机残体和微生物及其分泌物［1］。土壤活性有机碳库是指受植物和微生物影响强烈，具有一定溶解性、移动较快且容易矿化的那一部分土壤碳素。近年来，土壤有机碳研究受到人们普遍关注，已成为全球变化研究的三大热点之一［2-10］。森林生态系统是陆地生态系统碳吸收能力最强的碳库，其碳吸收特征与环境控制机制的研究已经成为全球气候变化研究的焦点问题［11-13］。森林土壤有机碳库在维持森林立地生产力以及全球碳平衡过程中起着重要的作用［14-15］。随着全球对土壤质量的日益关注，土壤有机碳作为衡量土壤质量高低的重要指标，已成为进行森林可持续可参考的重要依据之一［16-17］。

青藏高原因海拔高、气候寒冷，称为世界第三极，被认为是气候变化的敏感区和脆弱区［18］。高原四周存在对比强烈的气候和植被地带［19］。而位于西藏东南部林芝县境内的色季拉山是念青唐古拉山余脉与喜马拉雅山东部向北发展的山系结合部。近10年来，我国对土壤有机碳的研究日益增多，但是对西藏色季拉山的土壤有机碳的研究几乎是空白。本文选定西藏色季拉山不同植被类型(高山灌丛、杜鹃林、冷杉林和林芝云杉林)生态系统中土壤为对象，测定分析了不同生态系统中土壤有机碳，旨在揭示亚高山寒温带地区不同植被类型土壤质量影响的机理，同时，也可为系统认识亚高山寒温带不同生态系统森林土壤碳汇提供一定的参考。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

色季拉山位于西藏东南部林芝县境内，位于29°10'—30°15'N，93°12'—95°35E，是念青唐古拉山余脉与喜马拉雅山东部向北发展的山系结合部，处于半湿润区与湿润区的过渡地带，海拔2200—5300m，面积约2300km2。本研究位于色季拉山西坡，约在29°38'N，94°43'E，海拔3600—4400m地带，平均坡度35°左右。由于雅鲁藏布江的水气通道作用，该区域受印度洋暖湿季风的影响，为亚高山寒温带半湿润区，年均温－0.73℃，最暖月(7月)平均气温为 9.8℃，最冷月(1月)平均气温为 －13.8℃;年降水量 1134mm;蒸发量554mm，占全年降水的30%;年平均相对湿度78%。

色季拉山土壤以山地棕壤和酸性棕壤为主。但由于不同坡向和不同海拔高度而形成的综合生态环境的差异，致使林下土壤的发生层次和理化性状差别显著，主要表现在发生层中有无灰化层、凋落层厚度、土壤含水率、有机质含量等几个方面。根据土壤形成环境与土壤性状及两者相互作用的综合特点，区域内的土壤可划分为以下几种类型:海拔4800m以上的高山寒漠土、林线以上的高山草甸土、高山灌丛下的亚高山灌丛草甸土、高海拔冷杉林下的山地漂灰土、针阔混交林下的山地暗棕壤，土层平均厚度60cm，母岩以花岗岩为主。

在色季拉亚高山地带，急尖长苞冷杉在乔木层中占绝对优势，是构成群落外貌的主要建群种。该区域现有植被属于原始森林，在3300—3600m海拔范围内以林芝云杉原始森林为主，郁闭度0.7—0.8，川滇高山栎多为伴生树种，林下灌木以杜鹃、忍冬主。在3700—4300m海拔范围内，广布着急尖长苞冷杉原始森林，林下多为杜鹃属灌木，郁闭度随海拔高度增加而减小，林线处郁闭度只有0.2;在林线(4340m)处，为高山灌丛，郁闭度较大，可达0.8。

1.2 样地设置

本研究在色季拉山西坡，从海拔3600—4360m选择高山灌丛(Alpine shrub，AS)、杜鹃林(Rhododendron forest，RF)、急尖长苞冷杉林(Abies georgei var.smithii forest，AGSF)和林芝云杉林(Picea likiangensis var.linzhiensis forest，PLLF)4种典型森林生态系统为研究对象，在每种生态系统类型中设置了3个20m×30m的固定样地进行研究。对样地内≥1.5m的乔木树种进行每木检尺，实测其胸径、树高、冠幅、郁闭度等指标;下木、活地被物的调查样地按对角线法设置(2m×2m)，调查每个样方中高度＜1.5m的乔木树种幼树、幼苗数量及高度、地径，并用轮枝法查数幼树年龄;统计灌木、草本(包括蕨类植物)和层间植物的种类、株数(或丛数)、高度、盖度。表1列出这些固定样地的立地状况和植被组成。

1.3 土壤样品的采集与处理

2011年7月，在每块标准地有代表性的部位，分别挖取3个土壤剖面。观察剖面特征后，用100cm3环刀测定土壤容重，按0—10cm、10—20cm和20—40cm深度采集土壤约200g，分别装入自封袋中并做好标记。土样采集后，由于样品个数多，按每个样品进行单一测定，需要的时间较长，并且较多的样品不能在同一个培养箱中容纳，为了克服因处理时间差异和培养箱的不同而造成的较大误差，根据混合土样采集测定中关于混合土样采样单元不少于5个及样点差异与统计分析的要求，采取多点混合土样样品处理法。高山灌丛样地内土样按土层每4个点混合为1份，山地森林中土样按土层每5个点混合为1份，均为3次重复。拣除石块等杂物后，每份土样又均匀分成两部分，一部分放入冰箱(温度4℃)用于测定土壤微生物和活性;另一部分装在土样袋中，运回实验室自然风干用于测定土壤有机碳和全氮。

1.4 室内分析指标及分析方法

土壤总有机碳的测定采用高温外热重铬酸钾氧化-容量法，土壤颗粒有机碳的测定参考Garten等的测定方法［20］，土壤易氧化碳的测定采用徐明岗等的测定方法［21］。

微生物量碳测定方法:称取20 g鲜土于50 mL的烧杯中，将其放置于真空干燥器中，并放入装有去乙醇的氯仿(约2/3烧杯)的50 mL烧杯，烧杯内放入少量沸石，用真空泵抽真空使氯仿沸腾5 min。关闭真空干燥器阀门，在室温避光下熏蒸24 h。熏蒸结束后，打开真空干燥器的阀门，取出盛有氯仿的烧杯，然后用真空泵抽空3—4次，使渗透到土样中的氯仿全部被排除。熏蒸结束后将土样转移到250 mL的三角瓶中，加入80 mL 0.5mol/L K2SO4震荡1 h。用中速定量滤纸过滤。滤液用Multi C/N 3100分析。未熏蒸的样品提取和分析方法与上同。熏蒸和未熏蒸的有机碳的差值除以系数0.45得到微生物量有机碳。

1.5 数据分析

利用Excel和SPSS11.5 For windows统计软件对测定结果进行统计分析。

2 结果与分析

2.1 不同植被类型生态系统土壤容重和pH的变化

不同植被类型各森林生态系统土壤在0—40 cm之间，pH逐渐升高，土壤容重也随之增加。从土壤溶液pH值的变化来看，随着海拔高度的降低，土壤的pH值逐渐增高。另外，本研究表明土壤容重随土壤深度的增加而增大，其总体平均值变化范围为0.12—0.94 g/cm3。

2.2 不同植被类型土壤有机碳含量和和全氮含量的变化

本研究表明，在剖面垂直分布上，在同一生态系统中，SOC含量在(0—10cm)有机碳含量最多，并随土壤深度的增加有机碳含量递减，可见，土壤深度对有机碳含量具有显著的影响。这与以前的研究结果相符［22-24］。究其原因，残枝落叶分解后输入土壤的有机碳都聚集在土壤表层，土壤有机碳的表聚性较明显，说明植被类型的差异对该变化影响较大。

土壤TN含量因土壤类型和植被类型不同而不同，同一土壤类型上不同植被类型间，以及相同植被类型在不同土壤类型间的TN含量差异与SOC含量差异基本一致。由于不同植被类型下枯落物的数量和组分不同，不同土壤类型上的枯落物的分解速率不同，因此植被类型和土壤类型会造成进入土壤有机碳和总氮有所差异。

表1 样地立地状况和植被组成Table 1 Site characteristics and vegetation composition of the sample plots

表2 样地土壤的基本性质Table 2 Basic characters of soil

表3 不同植被下土壤有机碳和全氮含量Table 3 Soil organic carbon(SOC)and total N content under different vegetation types

4种植被的不同土层总有机碳和全氮含量、土壤碳氮比不同(表3)。就土壤总有机碳和全氮含量，AS、RF、AGSF和PLLF随土层加深而下降;随着海拔的升高而增大。在不同土壤层次，土壤总有机碳表现在0—10cm均差异显著;在10—20cm AS与RF差异显著，而AGSF与PLLF差异不显著;在20—40cm AS与RF差异不显著，而AGSF与PLLF差异显著(P＜0.05)。土壤全氮表现在0—10cm AS均差异显著，而RF、AGSF和PLLF差异不显著;在10—20cm AS、RF、AGSF与 PLLF均相差显著;在20—40cm AS、RF、AGSF与 PLLF均相差不显著(P＜0.05)。土壤碳氮比均表现为:AS、RF大于AGSF、PLLF，且AGSF和PLLF差异不显著。这一方面是PLLF处在较低海拔，温度相对较高，但降水量低而土壤可能较干旱，使土壤微生物活动受到限制;而AS土壤湿度虽然较大，但地处较高海拔而温度较低也不利于微生物的活动;BR和AGSF森林中温湿度都较为适宜，所以有利于有机质积累。另一方面是低海拔森林土壤有机质输入量高，但是分解速率快，而高海拔有机质输入多，而分解慢。这也符合从较温暖地区到寒冷地带土壤中碳氮含量呈现增加并且随有效水分增加而增加的趋势。

另外，在0—10cm 土层中，土壤总有机碳含量 AS比 RF、AGSF、PLLF分别高出 15.5%、37.0%和118.7%，全氮含量AS比RF、AGST、PLLF分别高出36.5%、51.9%和78.0%。在10—20cm中总有机碳 RF比 AS、AGSF、PLLF 分别高出21.9%、74.1%和89.9%，而全氮 AS 比 RF、AGST、PLLF 分别高出7.0%、36.5%和63.1%。在20—40cm 土层中总有机碳 RF比 AS、AGSF、PLLF分别高出9.0%、56.8%和164.1%，全氮20—40cm 土层中 AS 比 RF、AGST、PLLF 分别高出0.9%、28.4%和33.5%。

2.3 不同植被类型下土壤微生物量碳氮特征

本研究表明，土壤微生物量碳含量与土壤总有机碳含量关系密切，呈显著的正相关。土壤微生物生物量氮含量和比例随微生物生物量碳含量和比例增加而增加，且随土层加深而下降。不同植被类型土壤微生物生物量碳含量在20—40cm土层中最低，在0—10cm和10—20cm，AS与RF、AGSF差异显著，而RF与AGSF差异不显著，与PLLF差异显著;在20—40cm AS差异显著，而RF、AGSF、PLLF差异不显著(P＜0.05，表4)。土壤微生物量氮含量也随土层加深而下降。在0—10cm，AS与RF、AGSF差异显著，而AGSF与PLLF差异不显著;在10—20cm AS、RF、AGSF与PLLF差异显著;在20—40cm AS与RF差异不显著，而AGSF与PLLF差异显著(P ＜0.05，表4)。

表4 不同植被下土壤微生物量碳氮、颗粒有机碳和易氧化有机碳Table 4 Microbial biomass carbon(SMBC)、nitrogen(SMBN)、particulate organic carbon(POC)and readily oxidizable organic carbon(ROC)content under different vegetation types

就土壤微生物量碳而言，在0—10cm、10—20cm和20—40cm土层中，均为AS＞RF＞AGSF＞PLLF。其中，在0—10cm，AS比 RF、AGSF、PLLF 分别高出27.6%、32.9%和46.9%。在10—20cm 中 RF 比AS、AGSF、PLLF分别高出115.5%、161.5%和169.3%。在20—40cm 土层中 RF比 AS、AGSF、PLLF分别高出41.7%、168.5%和177.8%。就全氮含量，在0—10cm AS＞RF＞AGST＞PLLF。而在10—20cm和20—40cm土层中为其中AS＞RF＞PLLF＞AGST。在0—10cm土层中AS比 RF、AGST、PLLF分别高出21.5%、79.7%和121.6%。在10—20cm土层中AS比RF、PLLF、AGST分别高出30.2%、110.5%和246.9%。而在20—40cm土层中 AS 比 RF、PLLF、AGST 分别高出 21.5%、96.5%和142.9%。

2.4 不同植被类型生态系统土壤活性有机碳含量与总有机碳的相关性

从表4可以看出，在AS中，土壤颗粒有机碳含量占土壤总有机碳含量的比率为0.20—0.56，易氧化有机碳占土壤总有机碳含量的比率为0.10—0.31，随土壤深度的增加其比率减小。在0—10 cm、10—20 cm和20—40 cm 土层中，POC 占 TOC 分别为 56.77%、23.01%、20.16%，ROC 占 TOC 分别为 31.80%、12.61%、10.54%。同理，在RF中0—10 cm、10—20 cm和20—40 cm土层中，POC占TOC分别为12.28%、24.23%、20.29%，ROC 占TOC 分别为22.68%、10.64%、8.43%。在AGSF 中0—10 cm、10—20 cm 和20—40 cm 土层中，POC 占 TOC 分别为31.31%、27.23%、13.87%，ROC 占 TOC 分别为 21.32%、9.70%、7.00%。在 PLLF中0—10 cm、10—20 cm 和20—40 cm 土层中，POC 占TOC 分别为30.59%、27.47%、17.34%，ROC 占TOC 分别为 19.90%、7.9%、6.7%。

本研究表明，在不同植被类型的生态系统中，土壤微生物量碳含量与土壤总有机碳含量关系密切，呈显著的正相关。这与前人的研究结果相一致［25］。不同植被类型土壤总有机碳含量、土壤颗粒有机碳和土壤易氧化碳含量均呈现出随土层深度增加而递减的变化趋势。土壤颗粒有机碳含量和土壤易氧化有机碳含量与土壤总有机碳含量之间的相关性均达到了极显著水平，土壤颗粒有机碳含量和土壤易氧化有机碳含量的相关性在不同土层表现出显著性。这表明土壤总有机碳含量的变化制约着土壤活性有机碳含量的变化。

3 结论

(1)在AS、RF、AGSF、PLLF0—40 cm之间，pH逐渐升高，土壤容重也随之增加。随着海拔高度的降低，土壤的pH值逐渐增高。不同土层总有机碳和全氮含量、土壤碳氮比不同，均表现为:AS、RF大于AGSF、PLL。

(2)在色季拉山(西坡)，土壤微生物量碳含量与土壤总有机碳含量关系密切，呈显著的正相关。土壤微生物量氮含量变化趋势与土壤微生物量碳含量变化一致。土壤颗粒有机碳含量和土壤易氧化有机碳含量与土壤总有机碳含量之间的相关性均达到了极显著水平。

［1］ Caron J，Espindola C R，Angers D A.Soil structural stability during rapid wetting:Influence of land use on some aggregate properties.Soil Science Society of America Journal，1996，60:901-908.

［2］ Zhou G S，Wang Y H，Jiang T L，Yang L M.Conversion of terrestrial ecosystems and carbon cycling.Acta Phytoecologica Sinica，2002，26(2):250-254.

［3］ Krull E S，Baldock J A，Skjemstad J Q.Importance of mechanism and processes of the stabilization of soil organic matter for modeling carbon turnover.Function Plant Biology，2003，30:207-222.

［4］ Yang L X，Pan J J.Dynanics models of soil organic carbon.Journal of Forestry Research，2003，14(4):323-330.

［5］ Shao J A，Tang X H，Wei C F，Xie D T.Effects of conservation tillage on soil organic matter in paddy rice cultivation.Acta Ecological Sinica，2007，27(11):4434-4442.

［6］ Zhang G S，Huang G B，Yin C.Soil organic carbon sequestration potential in cropland.Acta Ecological Sinica，2005，25(2):351-357.

［7］ Pan G X，Li L Q，Zhang X H，Dai J Y，Zhou Y C，Zhang P J.Soil organic carbon storage of china and the sequestration dynamics in agricultural lands.Advances in Earth Science，2003，18(4):609-618.

［8］ Peng X H，Zhang B，Zhao Q G.A review on relationship between soil organic carbon pools and soil structure stability.Acta Pedologica Sinica，2004，41(4):618-623.

［9］ Liu M Q，Hu F，Chen X Y.A review on mechanisms of soil organic carbon stabilization.Acta Ecologica Sinica，2007，27(6):2642-2650.

［10］ Zhou L，Li B G，Zhou G S.Advances in controlling factors of soil organic carbon.Advances in Earth Science，2005，20(1):99-105.

［11］ Fang C，Moncrieff J B.The dependence of soil CO2effiux on temperature.Soil Biology Biochemistry，2001，33(2):155-165.

［12］ Goulden M L，Wofsy S C，Harden J W，Trumbore S E，Crill P M，Gower S T，Fries T，Daube B C，Fan S M，Sutton D J，Bazzaz A，Munger J W.Sensitivity of boreal forest carbon balance to soil thaw.Science，1998，279:214-217.

［13］ Twine T E，Kustas W P，Norman J M，Cook D R，Houser P R.Correcting eddy-covariance flux underestimates over a grass land.Agricultural and Forest Meteorology，2000，103:279-300.

［14］ Wang I I，Hall C A S.Modeling the effects of Hurricane Hugo on spatial and temporal variation in primary productivity and soil carbon and nitrogen in the Luquillo Experimental Forest，Puerto Rico.Plant and soil，2004，263(1/2):69-84.

［15］ Lal R.Forest soils and carbon sequestration.Forest Ecology and Management，2005，220:242-258.

［16］ Tbemblay S，Qumet R，Houle D.Prediction of organic carbon content in upland forest soils of Quebec，Canda.Canadian Journal of Forest Research，2002，32(5):903-914.

［17］ Page Dumroese D S，Jurgensen M F.Soil carbon and nitrogen pools in mid to late successional forest stands of the northwestem United States:Potential impact of the fire.Canadian Journal of Forest Research，2006，36(9):2270-2284.

［18］ Tang M C，Cheng G D.Modern Climate Change in Qinghai-Tibet Plateau and Its Effects on Environment.Guangdong Science and Technology Press，Guangzhou，1998，13-17..

［19］ Sun H L，Zheng D.Produce，Evaluation and Development for the Qinghai-Tibet Plateau Environmental.Guangdong Science and Technology Press，Guangzhou，1998，22-28.

［20］ Garter C T，Post W M，Hanson P J，Cooper L W.Forest soil carbon inventories and dynamics along an elevation gradient in the southern appellation mountains.BiogeoChemistry，1999，45(2):115-145.

［21］ Xu M G，Yu R，Wang B R.Labile organic matter and carbon management index in red soil under long-term fertile lzation.Acta Pedologica Sinica，2006，43(5):723-729.

［22］ Sun W X，Shi X Z，Yu D S，Wang K，Wang H J.Estimation of soil organic carbon density and storage of northeast China.Acta Pedologica Sinica，2004，41(2):298-300.

［23］ Li Z，Sun B，Lin X X.Density of soil organic and the factors controlling its turnover in east China.Acta Geographica Sinica，2001，21(4):301-307.

［24］ Sun B，Zhang T L，Zhao Q G.Fertility evolution clay of red soil derived from quaternary red clay in low-hilly region in middle subtropicsⅡ.Evolution of soil chemical and biologyical fertilities.Acta Pedological Sinica，1999，36(2):203-217.

［25］ Yang J Y.Wang C K.Soils carbon storage and flux of temperate forest ecosystems in northeastern China.Acta Ecology Sinica，2005，25(11):2875-2882.

参考文献:

［2］ 周广胜，王玉辉，蒋廷玲，杨利民.陆地生态系统类型转变与碳循环.植物生态学报，2002，26(2):250-254.

［4］ 杨丽霞，潘剑君.土壤有机碳动态模型的研究进展.林业研究，2003，14(4):323-330.

［5］ 邵景安，唐晓红，魏朝富，谢德体.保护性耕作对稻田土壤有机质的影响.生态学报，2007，27(11):4434-4442.

［6］ 张国盛，黄高宝，Yin Chan.农田土壤有机碳固定潜力研究进展.生态学报，2005，25(2):351-357.

［7］ 潘根兴，李恋卿，张旭辉，代静玉，周运超，张平究.中国土壤有机碳库量与农业土壤碳固定动态的若干问题.地球科学进展，2003，18(4):609-618.

［8］ 彭新华，张斌，赵其国.土壤有机碳库与土壤结构稳定性关系的研究进展.土壤学报，2004，41(4):618-623.

［9］ 刘满强，胡锋，陈小云.土壤有机碳稳定机制研究进展.生态学报，2007，27(6):2642-2650.

［10］ 周莉，李保国，周广胜.土壤有机碳的主导影响因子及其研究进展.地球科学进展，2005，20(1):99-105.

［18］ 汤苍，程国栋.青藏高原近代气候变化及其对环境的影响.广州:广东科学技术出版社，1998:13-17.

［19］ 孙鸿烈，郑度.青藏高原形成、演化与发展.广州:广东科学技术出版社，1998:22-28.

［21］ 徐明岗，于荣，王伯仁.长期不同施肥下红壤活性有机质与碳库管理指数变化［J］.土壤学报，2006，43(5):723-729.

［22］ 孙维侠，史学正，于东升，王库，王洪杰.我国东北地区土壤有机碳密度和储量的估算研究.土壤学报，2004，41(2):298-300.

［23］ 李忠，孙波，林心雄.我国东部土壤有机碳的密度及转化的控制因素.地理科学，2001，21(4):301-307.

［24］ 孙波，张桃林，赵其国.我国中亚热带缓丘区红壤费力的演化Ⅱ.化学和生物学肥力的演化.土壤学报，1999，36(2):203-217.

［25］ 杨金艳，王传宽.东北东部森林生态系统土壤碳贮量和碳通量.生态学报，2005，25(11):2875-2882.