Research advances on deep soil organic carbon storage, stability and responses to human activities
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摘要:
土壤是陆地生态系统最大的有机碳库, 对全球气候变化有着重要的调节作用。目前, 大部分关于土壤有机碳储量与周转方面的研究仅关注0~1 m土层土壤, 对1 m以下的深层土壤有机碳储量、稳定性及其对人类活动的响应还缺乏系统总结。鉴于此, 本文系统总结了深层土壤有机碳储量、来源、组成、稳定性及其对人类活动的响应规律等方面的最新研究进展。在全球范围内, 深层土壤有机碳储量为29.9~219.6 t·hm−2, 占土壤有机碳储量的15%~84%。深层土壤有机碳的年龄为4 800~28 100 a, 周转时间为1 000~4 285 a。深层土壤有机碳的稳定性显著高于表层, 主要原因是深层土壤中的氧气含量远低于表层, 另外深层土壤有机碳大部分被矿物保护, 其化学组成更趋惰性。影响深层土壤有机碳稳定性的关键因素包括: 氮肥过量施用、种植制度转变和地下水位波动。虽然深层土壤有机碳的矿化速率显著低于表层, 但人类活动导致的硝酸盐淋失、种植制度转变以及地下水位波动已在一些区域显著降低了深层土壤有机碳的稳定性, 对全球气候变化可能造成深远影响。未来亟需: 1)评估区域/全球深层土壤碳库储量及其稳定性; 2)阐明深层土壤有机碳库储量及其稳定性对人类活动的响应机制; 3)量化人类活动导致的深层土壤有机碳释放对全球变暖的贡献。
Abstract:Soil, one of the largest carbon reservoirs in the ecosystem, has substantial storage capacity and significantly affects global climate change. Currently, most studies on soil organic carbon storage and turnover focus on topsoil organic carbon (0−1 m) (SSOM), whereas systematic studies on the storage, stability and responses of subsoil organic carbon below 1 m (DSOM) to human activities are relatively limited. This study comprehensively reviewed the latest studies focusing on the storage, sources, composition, stability, and human activity responses to DSOM. Globally, the storage of subsoil organic carbon ranges from 29.9 to 219.6 t·hm−2, accounting for 15%−84% of the total soil organic carbon storage. The average age of the DSOM is between 4 800 and 28 100 a, with a turnover time spanning from 1 000 to 4 285 a. The stability of DSOM is significantly higher than that of SSOM, mainly due to the anaerobic environment, mineral protection and chemical inertness of DSOM. The key factors affecting the stability of DSOM include excessive fertilization, changes in cropping systems and fluctuations in groundwater levels. Although the mineralization rate of DSOM is significantly lower than that of SSOM, human activities, such as nitrate leaching due to excessive nitrogen fertilizer application, changes in cropping systems and groundwater level fluctuations, have significantly reduced the stability of DSOM in some regions, potentially having a profound impact on global climate change. The substantial storage potential of DSOM for carbon sequestration is comprised by these activities, which may lead to the release of stored carbon back into the atmosphere, thereby exacerbating global warming. Previous studies indicate that the substantial storage of DSOM has significant potential for carbon sequestration, and human activities may have comprised its stability, potentially leading to profound effects on global climate change. Therefore, investigating the DSOM is crucial. However, the underlying mechanisms and processes have not been fully explored, and further comprehensive research is required. Future studies should focusing on 1) assessing the storage and stability of regional / global subsoil carbon pools, 2) clarifying the mechanisms by which subsoil organic carbon pools responding to human activities, and 3) quantifying the contribution of human activity-induced subsoil organic carbon release to global warming. These research directions are essential to fully understand and leverage the role of DSOM in climate change mitigation and ensure the sustainability of our planet for future generations. In summary, the study of DSOM is at the vanguard of soil science and global change research, necessitating a multidisciplinary convergence of pedology, geochemistry, microbiology and environmental science. Advancing our understanding of DSOM is the key to harnessing its capacity as a natural climate change mitigation tool and securing the planet’s sustainability for future generations.
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土壤有机碳库是陆地生态系统最大的活性碳库, 其储量约为大气碳储量的2~3倍[1], 超过大气和植被碳库的总和。因此, 土壤有机碳库的微小变化也会对大气中温室气体浓度造成重大影响, 进而深刻影响全球气候变化[2]。土壤有机碳库及其稳定性受到越来越多学者的关注。表层土壤碳库易受人类活动影响且容易观测, 因此已有研究大部分集中在表层土壤(0~1 m), 其中有关土壤有机碳(SOC)固定和矿化的研究主要集中在20 cm以内的表层土壤[3]。事实上, 人类活动对土壤有机碳的影响不仅局限于表层, 还延伸至深层, 并且通过碳循环影响到大气层。值得注意的是, 深层土壤有机碳所处环境及其稳定机制与表层土壤有机碳存在较大差异[4]。
由于研究目的的差异, 不同研究在定义深层土壤时采用不同深度, 但大多数学者将0~30 cm以内土层的土壤定义为表层[5](统计显示, 2004—2019年4种土壤学杂志发表论文的平均研究深度集中于30 cm[3]土层), 该设定的主要依据包括: 1)有研究将0~30 cm土壤有机碳储量作为土壤有机碳总量[6-7]; 2) 0~30 cm是农作物的主要耕作层[8], 在这个深度范围内, 土壤有机碳含量容易受到人类活动的影响, 并且可以通过将大气中的CO2固定到土壤表层或者将土壤表层有机碳分解后以CO2形式排放到大气中的方式直接调节大气CO2浓度[9], 进而影响作物生长。部分研究以1 m为分界线, 将1 m以下定义为深层, 主要依据包括: 1)有研究发现土地利用类型的改变会显著影响0~1 m土层土壤有机碳的分布[10], 2) Bernal等[11]指出1 m以下且年龄达数百上千年以上的有机碳, 被称为深层土壤有机碳, 3)近年来关于深层土壤有机碳储量的估算大多基于1 m及1 m以下土层深度进行[12]。部分研究将2 m以下土层深度的土壤定义为深层土壤, 因为大多数农作物、草地以及部分果树的根系无法到达2 m以下土层[13]。
深层土壤有机碳作为土壤有机碳库的重要组成部分, 在全球碳循环中扮演着重要角色。尽管近年来部分学者已经开始关注深层土壤有机碳的研究, 但目前对深层土壤有机碳储量、组分、来源、稳定性及人类活动对其的影响, 仍缺乏系统性的总结和深入理解。本文以1 m为界, 将土壤分为表层(0~1 m)和深层(>1 m)两部分, 旨在探讨深层土壤有机碳储量、组分、来源、结构、稳定性以及人类活动对其的影响, 以证明深层土壤有机碳对气候变化的重要影响。深层土壤有机碳库作为一个被忽视的重要碳库, 已经受到了人类活动的影响。因此, 深入研究土壤深层有机碳库储量、稳定性及其在受到人类影响的情况下的动态变化, 对于保护这一关键碳库及有效应对未来气候变化具有重要意义。
1. 深层土壤有机碳储量和来源
1.1 深层土壤有机碳储量
全球0~0.3、0~1.0 和0~2.0 m 土层土壤有机碳储量分别约8 630亿、18 240亿和30 120亿t[14]。全球土壤有机碳库的碳储量受土壤厚度的影响极大, 土壤厚度受地理位置、气候和母质类型等多种因素的影响, 不同地区土壤厚度存在显著差异[15-16], 这些差异直接影响了深层土壤有机碳分布。比如, 在土壤较厚的地区, 如黄土高原、华北平原以及南方红壤地区, 深层土壤有机碳储量的研究相对较多; 相反, 在土壤较薄的地区或山地, 深层土壤有机碳的相关研究则相对较少。目前, 土壤厚度的评估主要依据植物根系深度[17-18], 因为根系是土壤有机碳的主要来源, 同时根系也促进了岩石风化过程。但是, 仅根据根系深度来估算土壤厚度并不能准确代表全球土壤厚度情况。另一种科学的方法是通过测量从地表到地下出现或多或少岩石层时的深度来判断土壤厚度[19]。但是, 目前仍缺乏准确数据描述全球各地土壤厚度的实际情况。在未来的研究中, 我们需要更加关注土壤厚度的研究, 并通过多方面的数据收集和综合分析, 更加准确和科学地描述土壤厚度的分布情况, 为深层土壤有机碳研究提供更可靠的参考[20-21]。
国内外关于土壤有机碳储量的研究, 大部分局限于表层土壤, 而对于1 m以下深层土壤有机碳储量的关注较少。本文基于知网和Web of Science等数据库, 整理了国内外部分地区的深层土壤有机碳数据(表1), 结果显示, 深层土壤有机碳储量巨大。
表 1 全球不同地区表层和深层土壤有机碳储量Table 1. Organic carbon stock of topsoil and subsoil in different areas of the world序号
Serial number区域
Region土地利用类型
Land use type表层土壤 Topsoil 深层土壤 Subsoil 文献
Reference土壤深度
Soil depth /m有机碳储量
Organic carbon stock /(t·hm−2)土壤深度
Soil depth /m有机碳储量
Organic carbon stock /(t·hm−2)1 全球
Global农田
Farmland0~1.0 104.17×103 [22] 森林
Forest0~1.0 206.38×103 [22] 草地
Grassland0~1.0 142.86×103 [22] 2 中非
Central Africa0~1.0 106.50 1~2.0 57.60 [23] 3 新西兰
New Zealand猕猴桃(Actinidia chinensis)园
Kiwifruit orchard0~1.0 161.70 1~2.0 32.90 [24] 牧场
Pasture0~1.0 166.30 1~2.0 29.90 [24] 4 澳大利亚西南部
South-western Australia0~1.0 121.00 1~21.4 136.00 [7] 5 加里曼丹
Kalimantan新橡胶(Hevea brasiliensis)园
New rubber plantation0~1.0 72.80 1~3.0 53.00 [25] 旧橡胶园
Old rubber plantation0~1.0 86.10 1~3.0 53.00 [25] 农林
Agro-forestry0~1.0 64.32 1~3.0 51.08 [25] 6 中国江西省鹰潭市
Yingtan City, Jiangxi Province, China稻田
Paddy field0~1.0 79.50 1~5.0 111.50 [10] 农田
Cropland0~1.0 41.20 1~7.5 113.20 [10] 林地
Woodland0~1.0 45.40 1~11.5 125.20 [10] 果园
Orchard0~1.0 57.30 1~7.0 111.10 [10] 7 中国新疆维吾尔自治区
Xinjiang Uygur Autonomous Region, China绿洲
Oasis0~0.6 0.04 0.6~2.5 0.08 [26] 沙漠
Desert0~0.6 0.02 0.6~2.5 0.05 [26] 8 中国关东平原
Guandong Plain, China0~1.0 44.20 1~10.0 79.30 [27] 9 中国陕西省延川县
Yanchuan County, Shaanxi Province, China1年撂荒枣(Ziziphus jujuba)林
One-year abandoned jujube orchard0~1.0 85.70 1~3.4 164.90 [28] 20年撂荒枣林
Twenty-year abandoned jujube orchard0~1.0 86.10 1~3.4 146.80 [28] 10 中国山西省吉县
Jixian County, Shanxi Province, China天然次生林
Natural secondary forest0~1.0 88.60 1~4.0 77.80 [29] 人工生态林
Man-made ecological forest0~1.0 45.80 1~4.0 65.50 [29] 人工经济林
Man-made economic forest0~1.0 21.90 1~4.0 61.30 [29] 坡中农地
Cropland0~1.0 21.60 1~4.0 37.20 [29] 撂荒草地
Abandoned grassland0~1.0 43.00 1~4.0 103.50 [29] 河谷农地
Valley farmland0~1.0 52.00 1~4.0 151.90 [29] 11 中国陕西省富县
Fuxian County, Shaanxi Province, China撂荒地
Abandoned land0~1.0 53.40 1~2.0 31.60 [30] 幼龄林
Young forest0~1.0 81.10 1~2.0 47.50 [30] 中龄林
Middle-aged forest0~1.0 94.90 1~2.0 45.50 [30] 成熟林
Mature forest0~1.0 104.80 1~2.0 45.50 [30] 12 中国陕西省延安市
Yan’an City, Shaanxi Province, China山杏(Prunus sibirica)林
Mountain apricot forest0~1.0 36.40 1~10.0 189.70 [31] 油松(Pinus tabuliformis)林
Chinese red pine forest0~1.0 33.60 1~10.0 149.40 [31] 沙棘(Hippophae rhamnoides)灌丛
Sea buckthorn bushwood0~1.0 49.30 1~10.0 192.80 [31] 小叶杨(Populus simonii )林
Small-leaf poplar forest0~1.0 82.00 1~10.0 219.60 [31] 刺槐(Robinia pseudoacacia)林
Thorny locust forest0~1.0 44.20 1~10.0 205.70 [31] 荒草地
Barren grassland0~1.0 27.10 1~10.0 133.40 [31] 13 中国陕西省延安市
Yan’an City, Shaanxi Province, China0~1.0 111.60 1~1.8 44.60 [32] 由表1可知, 深层土壤有机碳储量显著高于表层土壤。在土壤较薄(即从地表到地下出现或多或少岩石层时的深度较浅[19])的地区, 表层土壤有机碳储量普遍高于深层; 但在土壤较厚的地区, 如关东平原 [24], 深层土壤有机碳储量远大于表层。在同一地区, 不同种植方式下深层土壤有机碳储量存在较大差异, 如在部分地区, 对于表层土壤有机碳储量而言, 稻田>果园>森林>农田>草地, 但对于深层土壤有机碳储量而言, 林地最多, 树种及其种植时间也会对深层土壤有机碳储量造成影响[10,22]。有研究指出, 随着土壤深度的增加, 土壤有机碳含量逐渐降低[30-31]。据报道, 部分区域1 m以上土层土壤有机碳浓度含量是1 m以下的3.4倍, 但0~1 m的表层土壤有机碳含量仅占整个风化层总有机碳的36.7%[10]。Niu等[27]的研究发现, 部分区域深层土壤有机碳储量占比超过50%, 因此, 当深度足够大时, 深层土壤有机碳储量可能比表层更大。
深层土壤有机碳储量巨大, 其对土壤碳氮循环及土壤生物地球化学循环具有非常重要的影响, 如人类活动可能会加速深层土壤有机碳的分解, 进而加剧全球变暖, 而全球变暖又会进一步影响土壤有机碳的分解。因此, 了解深层土壤有机碳储量对于评估土壤资源的质量和安全至关重要。
1.2 深层土壤有机碳来源
在土壤表层, 有机碳的主要来源包括植物凋落物、动物和微生物的排泄物及其残体等。这些有机碳的主要成分为易分解有机物, 如固醇、氨基酸、蛋白质和糖类化合物等[33]。表层土壤氧气充沛且微生物活性高, 因此大部分表层土壤有机碳会被微生物迅速分解, 一部分转化为微生物生物量碳, 一部分以CO2的形式释放到大气中。未被分解的顽固性有机碳和分解的中间产物会积累在土壤中, 可溶性有机碳等具有较强迁移性的有机碳则会随土壤淋溶下渗储存在更深层的土壤中[34-35]。
与表层土壤不同, 深层土壤有机碳的来源主要包括以下几个方面: 植物根、根际分泌物、溶解性有机质和生物扰动[36-38], 土壤埋藏也会导致大量表层土壤有机碳埋到深层(图1)。不同来源对深层土壤有机碳的贡献有所不同, 当前研究认为植物根和根际分泌物是深层土壤有机碳的主要来源之一。植物光合作用产生的有机碳约20%通过植物根和根系分泌物的形式输入土壤[39], 如糖类、氨基酸、酶类、激素、酚类、有机酸和维生素等有机物, 这些有机物大多数难以降解[40-41]。表层土壤有机碳的来源也包括植物根系, 但Jobbágy等[42]发现, 不同深度根系的有机碳成分有所不同, 通过根系输入到深层的有机碳比表层更为稳定。植物根系除了为深层土壤输入有机碳外, 还会影响母质的成土过程[43], 对深层土壤有机碳具有重要影响。深层土壤有机碳含量随着土壤发育而变化, 而母质是土壤类型的重要决定因素, 不同母质形成的土壤存在一定差异, 主要表现在黏粒含量上, 母质还会影响根系和微生物, 进而影响深层土壤有机碳的输入[44]。土壤埋藏多存在于黄土高原、火山和冰雪覆盖区域。土壤埋藏作用使得表层土壤进入深层, 尽管埋藏作用导致最初的深层碳与表层碳成分相同, 但深层土壤的环境与表层差异极大, 如深层土壤氧气含量较低, 微生物活性和多样性也有所降低[45], 这导致深层土壤有机碳的分解速率和迁移转化过程不同。溶解性有机物虽然仅占表层土壤有机碳的一小部分, 但却是土壤中非常重要的一部分[46]。在降水作用下, 源于植物凋落物、根系分泌物以及微生物等溶解性有机物会通过淋溶作用累积在土壤深处, 其主要成分包括氨基酸、蛋白质、腐殖质以及大分子碳水化合物[47]。然而, 随着土壤深度的增加, 通过淋溶作用积累的有机碳逐渐减少, 活性有机碳的比例也在降低[44]。土壤微生物也是深层土壤有机碳的重要来源之一, 包括微生物及其残体。微生物残体以有机碳的形式再次进入土壤碳循环, 其在深层土壤有机碳中的占比很大[48]。此外, 生物扰动可以直接和间接影响深层土壤有机碳的输入[49], 土壤动物(如蚯蚓和蚂蚁等)可以通过其在土壤中的活动, 将表层土壤有机碳带到深层, 土壤动物排泄物及其残体也是深层土壤有机碳的来源[50]。
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图 1 土壤有机碳来源示意图DOC: 可溶性有机碳; SOC: 土壤有机碳。DOC: dissolved organic carbon; SOC: soil organic carbon.Figure 1. Schematic diagram of soil organic carbon sources以上来源使得深层土壤储存大量有机碳, 且研究表明, 深层土壤有机碳的性质较表层更加稳定, 这种差异可能是由土壤有机碳组分差异及其稳定机制的不同所致。
2. 深层土壤有机碳组分及其稳定性
2.1 土壤有机碳分类
土壤有机碳种类繁多, 储量巨大。由于研究需求不同, 国际上在开展土壤有机碳迁移转化过程的研究中对土壤有机碳进行了多种分类。
按照活性, 可以将土壤有机碳分为稳定有机碳和不稳定有机碳[51-52]。稳定有机碳包括: 矿物结合态有机碳和惰性有机碳; 不稳定有机碳包括: 有效碳、溶解性有机碳、易氧化有机碳、易矿化有机碳、生物可降解碳、活性炭、轻组有机碳和颗粒有机碳等。
目前土壤有机碳的主流分类方法主要包括化学分组、物理分组和生物分组。
化学分组: 腐殖质是土壤有机质的主要组成部分。20世纪中期之前, 学界主要根据腐殖质在酸碱性溶液和水中溶解性的不同, 将其划分为胡敏酸、胡敏素和富啡酸[53-54]。目前, 学界主要依据土壤有机碳在不同化学试剂中溶解性的不同, 将其分成易氧化有机碳、溶解性有机碳和酸水解有机碳[55-57]。
物理分组: 物理分组主要包括密度分组、粒径分组和团聚体分组等。根据密度, 土壤有机碳可以划分为轻组有机碳和重组有机碳[58]。根据粒径, 土壤有机碳可以划分为砂粒、粉粒和黏粒[59]。根据团聚体, 土壤有机碳可以划分为大团聚体(≥250 μm)和微团聚体(<250 μm) [60]。根据粒径和稳定性, 土壤有机碳可以划分为颗粒态有机碳(POC)和矿物结合态有机碳(MAOC)。POC为较容易被分解的有机碳, 其在土壤中累积的时间较短,一般为6~20 a; MAOC会受到粉粒和黏粒的物理保护作用, 因此可以在土壤中存在较长时间, 相对稳定。不同土壤的POC和MAOC含量可能存在较大差异, 利用该方法能较好地区分不同土壤的组分, 因此目前该物理分类方法较为主流[61]。
生物分组: 运用生物学测定方法, 将土壤有机碳分为微生物量碳(MBC)[62]和可矿化碳(PMC)[63]。
2.2 深层土壤有机碳组分
表层土壤有机碳主要以轻质有机物为主, 来源于植物凋落物、动植物和微生物排泄物及其残体, 包含氨基酸、蛋白质、纤维素、木质素、油脂和简单糖类化合物等有机物[64-67]。轻质有机碳具有较高的活性, 属于活性有机碳, 容易被微生物分解。在微生物的作用下, 大部分表层土壤有机碳被分解, 一部分转化为微生物量碳储存在微生物体内, 另一部分转化为颗粒态有机碳(POC)。其余易分解但被矿物质或土壤团聚体保护的有机碳以及难以分解的顽固性有机碳也会积累在土壤中, 而可溶性有机碳(DOC)会逐渐淋溶到下层土壤[68-69]。
与表层土壤有机碳不同, 深层土壤有机碳中难分解型有机碳的比例更高, 这些深层土壤有机碳主要来源于植物根、根系分泌物和微生物等, 其主要成分为角质、蜡质脂类和氨基葡萄糖等难降解有机碳。微生物有机碳在深层土壤有机碳中的占比高达30%以上, 是深层土壤有机碳的重要组成部分[70-72], Sangmanee等[73]研究发现, 澳大利亚西南部农田深层土壤中主要的残留碳是与脂肪酸相关的化合物, 在 29 m深的土壤中依然能够检测到芳香族化合物。Georgiou等[74]发现, 相比表层土壤, 在1 m深的土壤中, MAOC的占比显著提高。此外, 土壤埋藏作用导致深层土壤中储存了一些新鲜的有机物, 如黄土高原地区的土壤埋藏作用导致深层土壤中有机碳储量较高。尽管土壤埋藏作用下, 深层与表层土壤有机碳组成的差异很小, 但二者所处物理条件的差异使得深层土壤有机碳的稳定时间比表层更长[37]。
2.3 深层土壤有机碳的稳定机制
不同深度土壤有机碳循环速率和易分解程度存在显著差异。相比表层土壤, 深层土壤有机碳的分解速度较慢, 停留时间较长, 性质更为稳定[38], 这种差异与土壤有机碳的稳定性有关。土壤有机碳稳定性的划分类别多种多样, 但目前认为深层土壤有机碳稳定机制主要包括生物化学稳定、矿物保护稳定以及团聚体保护作用3方面。
生物化学稳定是一个具有争议的稳定性机制, 支持者认为这种机制主要与有机物的化学稳定性有关。例如, 化学结构简单的氨基酸和单糖等容易被微生物快速分解, 因此其生物化学稳定性较弱。相比之下, 木质素、角质和脂质等化学结构复杂的有机物降解速度较慢, 能长时间存在于土壤中, 纤维素的分解速率则处于两者之间[75]。难分解的有机碳, 如黑炭、根系分泌物以及表层有机碳分解后的残留物等, 会逐渐在土壤深层积累。植物深层根系通常会以植物残体的形式, 向深层土壤输入较难降解的木质素和多酚类物质。微生物量碳主要以难降解碳的形式存在, 因此导致深层土壤有机碳的生物化学稳定性较高[71]。然而, 反对者认为深层土壤有机碳的稳定性与化合物自身的结构无关, 而与其受到的矿物保护有关[76], 如黑炭被长期稳定碳库中的矿物吸附后在土壤中的储存时间更长[77]。
有机碳的矿物保护稳定指原本会被快速分解的有机碳通过与矿物结合后, 其分解速率降低, 进而能够在土壤中长期存在[78]。矿物保护主要由矿物结构决定, 不同矿物通过与有机碳形成范德华力、氢键、络合作用和共价键等作用力来保护有机碳不被快速分解[4,79]。由于深层土壤富含丰富的矿物质, 因此矿物保护在深层土壤中起着重要作用; 与此同时, 深层土壤微生物少于表层土壤, 微生物能摄取的能量很少且处于缺氧环境, 因此其活性较低, 进而导致有机碳的分解难度进一步增加[38]。鉴于此, 深层土壤有机碳具有更高的稳定性。
土壤团聚体的形成主要与土壤矿物和土壤微生物相关。矿物结合态有机碳在土壤团聚体的形成和土壤有机碳的封存中发挥重要作用。团聚体是依赖于矿物保护作用将有机碳结合起来而形成。土壤团聚体与微生物存在相互作用, 约90%的微生物生活在土壤团聚体中[80], 且微生物是土壤团聚体组成的重要因素。大型土壤团聚体能将有机碳包裹起来, 形成物理屏障, 隔绝其与氧气的接触, 并限制土壤微生物和酶的活性[81], 深层土壤团聚体含量和有机碳含量趋势相似, 均低于表层土壤团聚体含量, 但目前探究深层与表层土壤团聚体的差异的研究较少。
2.4 深层土壤有机碳的组分与其稳定性的关系
不同类型有机碳在土壤中具有不同的驻留时间和循环范围。活性有机碳(如易分解的植物残体和微生物生物量碳)可以很快被微生物分解, 因此其驻留时间较短, 循环范围局限于表层土壤。惰性有机碳(如木质素和其他难降解有机物)驻留时间较长, 循环范围可以延伸到土壤深层。
表层与深层土壤有机碳因土壤深度和有机碳稳定性的差异, 其矿化速率也存在一定差异。目前, 土壤有机碳驻留时间的分析主要利用C14技术, 许多研究已证实, 随着土层深度的增加, 土壤有机碳的驻留时间也在不断增加[82-83]。造成深层土壤有机碳长期稳定驻留的因素有很多, 如深层土壤中微生物的总量相对较少且活性较低, 以及各种稳定性的保护作用。大部分表层土壤有机碳会在短时间内被微生物分解, 其驻留时间非常短, 而深层土壤有机碳受到各种物理化学稳定性的保护, 其循环周期较长, 部分甚至长达几千到上万年不等[80,84]。Dungait等[85]的研究表明, 老碳的稳定性与其本身的化学稳定性不相关, 有机碳的年龄与分子结构或热力学稳定性没有必然关系。此外, 母质因素也会对深层土壤有机碳的组分和稳定性产生影响。不同类型的土壤母质, 如黄壤和红壤等, 可能含有不同组分的有机碳, 进而影响土壤有机碳的稳定性[86-87]。土壤母质会影响土壤的矿物质组成、pH和土壤结构等, 也会影响深层土壤有机碳的稳定性及其与矿物质的相互作用[88]。
深入研究深层土壤有机碳的组分、驻留时间、循环范围、矿化速率以及母质因素, 对于全面理解土壤有机碳的循环过程、长期储存和对气候变化的影响具有重要意义。
2.5 深层土壤有机碳的年龄和周转时间
目前, 关于土壤有机碳年龄和周转时间的研究主要集中在土壤表层, 且大多涉及气候和地理等因素对有机碳年龄和周转时间的影响。多数研究计算有机碳年龄主要运用14C定年法, 部分研究周转时间的计算依赖于模型[89-99], 如the Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5)[89]和TRENDY[99]等, 我们通过在知网和Web of Science上查找相关文章, 总结了这些研究的结果并整理在表2中。
表 2 表层有机碳与深层有机碳的年龄与周转时间Table 2. Ages and turnover times of surface organic carbon and deep organic carbon地区
Area类型
Land type深度
Depth /m年龄
Age /a周转时间
Turnover time /a参考文献
Reference表层
Surface layer美国
America草地
Grassland0~1 430~9 570 [90] 豆科灌木
Mesquite0~1 1 110~1 230 [90] 全球
Global0~1 3 100~6 560 [91] 中国华北平原
North China Plain, China农田
Farmland0~2 400~6 900 [92] 中国鼎湖山
Dinghushan, China森林
Forest0~0.7 1.6~1 000 [93] 中国青藏高原
Qinghai-Xizang Plateau, China草地
Grassland0~1 15~255 [94] 全球
Global0~0.1 547~1 609 [95] 深层
Deep layer美国
America草地
Grassland>1 >9 570 [90] 豆科灌木
Mesquite>1 >4 950 [90] 美国
America>1 4 800~20 300 [96] 中国华北平原
North China Plain, China农田
Farmland2~12 6 900~11 000 [92] 美国
America高草草原
Tallgrass prairie1.55~9.97 13 510~28 100 [97] 中国鼎湖山
Dinghushan, China森林
Forest>0.7 >1 000 [93] 全球
Global0~10 4 071~4 285 [98] 研究表明, 不同土地类型土壤有机碳年龄和周转时间存在差异, 如草地的表层土壤有机碳年龄跨度较大, 其最小值低于豆科灌木最小值, 其最大值又高于豆科灌木最大值, 与此同时, 其深层土壤有机碳年龄大于豆科灌木[90], 农田深层土壤有机碳年龄与草地相似, 高原草原深层土壤有机碳年龄大于草地。从表中可以看出, 虽然相同深度不同土壤类型有机碳年龄和周转时间可能存在差异, 不同类型土壤均表现出表层土壤有机碳年龄<深层土壤有机碳年龄, 且表层土壤有机碳年龄一般为上百至上千年, 周转时间大多低于千年。相比之下, 深层土壤有机碳年龄一般为上千年甚至上万年, 周转时间通常也远超千年。
这些研究结果表明, 不同深度土壤有机碳存在时空差异。表层土壤有机碳年龄较新且周转时间短, 可能是因为其受到了更频繁的生物活动和有机物输入的影响; 深层土壤有机碳年龄较老且周转时间长, 这可能与有机物质的缓慢降解和固定过程有关。
3. 人类活动对深层土壤有机碳储量与转化机制的影响
人类活动显著影响土壤有机碳, 大部分人类活动的影响范围集中在表层土壤, 土地利用方式的改变很难影响到2 m以下的土壤[24]。全球变暖对深层有机碳的影响也较小[99], 但是有研究发现, 深层土壤有机碳的温度敏感性比表层更高[100]。部分人类活动, 如地下水位变化以及施肥过多导致的硝酸盐淋溶等, 可能会对深层土壤有机碳的转化产生影响。
3.1 施肥对深层土壤有机碳的影响
人类通过氮肥的施用, 极大地增加了作物产量[101], 但是氮肥的不合理(过度)施用导致大量氮肥在土壤中累积, 尤其是在降雨较多或水系发达的地区, 大量氮肥在降雨等作用下以NO3−的形式淋溶到深层土壤(图2)。有研究通过总结全球各地包气带硝酸盐储量的格局发现, 早在1950年, 全世界各大主要农业地区就已经开始出现硝酸盐的累积, 到21世纪, 美洲和欧洲的一些发达国家以及亚洲国家许多区域的NO3−储量已经超过4 000 kg·hm−2 [102]。2010年, 全球土壤中硝态氮的累积量已经超过了自然状态下氮素向土壤输入的总和[103]。
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图 2 人类活动对深层土壤有机碳的影响示意图Figure 2. Diagram of the effects of human activities on deep organic carbon硝酸盐易淋失, 可随土壤水分向下迁移。Gao等 [104]发现, 在陕西的猕猴桃园中, 硝态氮的累积量巨大, 且硝态氮的淋溶深度已超过10 m。Yang等 [105]在江西鹰潭站附近的试验发现, 3.6~10 m的土壤剖面硝态氮累积量高于表层。Zhou等 [106]研究发现, 华北平原许多农用地的氮淋溶深度已经超过4 m, 最深达15 m。
Bulseco等[107]的研究表明, 硝酸盐促进了有机碳的矿化分解与转化。Mo等[108]的研究发现, 较低的土壤C/N比会促进微生物分解有机碳。Liu等[109]的研究证明, 硝酸盐导致土壤产生的CO2与其他途径具有差异。由于深层土壤处于缺氧和低氧环境, 且硝酸盐可以作为热力学上有利的电子受体, 通过各种厌氧呼吸过程(如反硝化)促进有机物的微生物氧化[110]。更重要的是, Qin等[92]在华北平原长期施肥的农田中发现, 深层土壤累积的硝酸盐作为电子受体, 将其中累积上千年的老碳矿化分解。此外, Song等[111]通过室内培养发现, 硝酸盐的添加显著提高了有机碳的矿化速率, 这一结果表明硝酸盐的淋溶可能会影响深层土壤有机碳的储存。
深层土壤有机碳在过量硝酸盐淋溶的影响下会发生分解, 这可能对人类的生存环境产生一系列影响。过量硝酸盐淋溶加速了深层土壤有机碳的矿化和分解过程, 将有机碳转化为CO2, 并释放到土壤-大气界面, 因此增加了大气CO2浓度, 加剧了温室效应, 进而影响全球气候变化[24,112] 。深层土壤有机碳的迁移和转化可能会影响土壤结构和稳定性。CO2的迁移可能影响土壤中岩石的风化, 进而影响土壤团聚体结构和稳定性。以上对土壤的质地、通透性和水土保持能力等产生一定影响[113]。
3.2 种植对深层土壤有机碳的影响
土地利用方式的改变可能会引起土壤有机碳结构的改变, 这主要是因为不同土地利用类型的微生物类型、酶活性、植物根系和根系分泌物存在一定差异。植物种类、种植年限和种植方式的不同对土壤有机碳的影响可能存在差异, 其中种植方式对土壤有机碳的影响通常局限于0~2 m土层土壤[10], 其对1 m以内土层土壤有机碳的形成及转化具有显著影响。
黄艳章等[29]对比分析了森林与农田生态系统, 在将耕地植被恢复20 a的研究中, 森林生态系统深层土壤有机碳储量的增加显著高于农田生态系统, 且自然恢复的生态系统土壤有机碳的增加量高于人工恢复的生态系统。
此外, 深层土壤有机碳矿化过程会影响土壤的酸碱度和质量, 进而对作物种植产生一定潜在影响。矿化过程产生的CO2可以与土壤中的水反应形成碳酸, 进而导致土壤酸化。这种酸化过程影响了土壤的化学性质, 因此可能对植物生长和土壤生态系统产生负面影响[114]。
3.3 地下水埋深变化对深层土壤有机碳的影响
世界地下水位近些年在逐渐下降[115-118], 这不仅对人类的生活造成影响, 对自然界的影响也非常显著。近年来, 越来越多的研究关注地下水位变化对土壤有机碳库的影响, 其中大部分研究集中于湿地中的水位变化[119-120]。研究表明, 深层土壤有机碳含量随着地下水位的降低而减少, 且地下水位埋深会降低土壤水解酶和氧化还原酶活性; 对比草地、农田和湿地地下水位变化对土壤碳库的影响发现, 不同类型土壤碳库对地下水位变化的反应具有显著差异[113,121-122]。Tang等[123]研究表明, 地下水位降低会减少土壤SOC、POC和MAOC的含量。Wang等[124]研究表明, 土壤水分的变化可能会影响森林生态系统中的有机碳矿化。
土壤处于淹水条件时, 土壤微生物缺氧, 植物根系呼吸也被抑制, 进而使得土壤的呼吸作用受到抑制[125-126]; 在地下水位下降的过程中, 原本被水淹没的深层土壤再次与氧气接触, 新的曝氧环境激发了深层土壤有机碳被矿化的速率, 因此土壤有机碳受到一定影响[127]。
土地利用方式的改变也会影响深层地下水位的变化, 耕地和植被恢复对深层地下水位的影响也非常明显。在黄土高原的一项研究中发现, 人工林不管是在干旱区还是高降雨区均会严重消耗深层地下水的可利用性, 随着恢复时间的延长, 这种现象会恶化, 而且高降雨区更加严重, 自然恢复的生态系统则对深层地下水的影响较低[128]。
深层土壤有机碳的矿化和迁移也可能影响地下水。CO2在迁移过程中可能与矿物质反应, 影响地下水的化学成分和质量等。深层土壤高浓度的CO2可以通过地下水流排出地表或通过人类对地下水的采集排入大气, 从而再次影响全球变暖, 这对地下水的利用和生态系统健康具有重要影响[129-130]。
4. 展望
深层土壤有机碳储量巨大, 扮演着影响全球碳循环的重要角色, 深层土壤有机碳的来源多种多样, 其组分的稳定性优于表层, 但依然会受到人类活动的影响。目前, 对深层土壤有机碳的研究正在逐步开展, 但在以下几个方面存在不足。
1)当前缺乏对典型深层土壤有机碳储量的测定与估算。目前, 全球有机碳储量模型主要关注全球表层土壤(2 m左右)有机碳储量, 对深层土壤有机碳储量的估算尚不明确。这是目前深层土壤有机碳研究的一大障碍。
2)未来需要加强人类活动对深层土壤有机碳稳定机制的研究。当前研究主要关注硝酸盐淋溶、全球增温和地下水位下降等条件对深层土壤有机碳稳定性的影响, 对深层土壤有机碳的具体生物物理化学过程和机制尚不清楚。有关如何减少人类活动对深层土壤有机碳的影响以及如何制定策略增加深层土壤有机碳的探讨和研究不足。
3)当前缺乏有关人类活动导致的深层土壤有机碳排放对全球变化贡献的模型模拟研究。目前, 关于人类活动影响土壤有机碳的模型大都停留在表层, 应加快对深层土壤有机碳矿化模型的研究, 根据不同地域、气候和生态系统深层土壤有机碳分布特征和储存机制, 估算人类活动导致的全球深层土壤有机碳矿化总量, 用于评估和减少人类活动对深层土壤有机碳的影响。
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图 1 土壤有机碳来源示意图
DOC: 可溶性有机碳; SOC: 土壤有机碳。DOC: dissolved organic carbon; SOC: soil organic carbon.
Figure 1. Schematic diagram of soil organic carbon sources
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图 2 人类活动对深层土壤有机碳的影响示意图
Figure 2. Diagram of the effects of human activities on deep organic carbon
表 1 全球不同地区表层和深层土壤有机碳储量
Table 1 Organic carbon stock of topsoil and subsoil in different areas of the world
序号
Serial number区域
Region土地利用类型
Land use type表层土壤 Topsoil 深层土壤 Subsoil 文献
Reference土壤深度
Soil depth /m有机碳储量
Organic carbon stock /(t·hm−2)土壤深度
Soil depth /m有机碳储量
Organic carbon stock /(t·hm−2)1 全球
Global农田
Farmland0~1.0 104.17×103 [22] 森林
Forest0~1.0 206.38×103 [22] 草地
Grassland0~1.0 142.86×103 [22] 2 中非
Central Africa0~1.0 106.50 1~2.0 57.60 [23] 3 新西兰
New Zealand猕猴桃(Actinidia chinensis)园
Kiwifruit orchard0~1.0 161.70 1~2.0 32.90 [24] 牧场
Pasture0~1.0 166.30 1~2.0 29.90 [24] 4 澳大利亚西南部
South-western Australia0~1.0 121.00 1~21.4 136.00 [7] 5 加里曼丹
Kalimantan新橡胶(Hevea brasiliensis)园
New rubber plantation0~1.0 72.80 1~3.0 53.00 [25] 旧橡胶园
Old rubber plantation0~1.0 86.10 1~3.0 53.00 [25] 农林
Agro-forestry0~1.0 64.32 1~3.0 51.08 [25] 6 中国江西省鹰潭市
Yingtan City, Jiangxi Province, China稻田
Paddy field0~1.0 79.50 1~5.0 111.50 [10] 农田
Cropland0~1.0 41.20 1~7.5 113.20 [10] 林地
Woodland0~1.0 45.40 1~11.5 125.20 [10] 果园
Orchard0~1.0 57.30 1~7.0 111.10 [10] 7 中国新疆维吾尔自治区
Xinjiang Uygur Autonomous Region, China绿洲
Oasis0~0.6 0.04 0.6~2.5 0.08 [26] 沙漠
Desert0~0.6 0.02 0.6~2.5 0.05 [26] 8 中国关东平原
Guandong Plain, China0~1.0 44.20 1~10.0 79.30 [27] 9 中国陕西省延川县
Yanchuan County, Shaanxi Province, China1年撂荒枣(Ziziphus jujuba)林
One-year abandoned jujube orchard0~1.0 85.70 1~3.4 164.90 [28] 20年撂荒枣林
Twenty-year abandoned jujube orchard0~1.0 86.10 1~3.4 146.80 [28] 10 中国山西省吉县
Jixian County, Shanxi Province, China天然次生林
Natural secondary forest0~1.0 88.60 1~4.0 77.80 [29] 人工生态林
Man-made ecological forest0~1.0 45.80 1~4.0 65.50 [29] 人工经济林
Man-made economic forest0~1.0 21.90 1~4.0 61.30 [29] 坡中农地
Cropland0~1.0 21.60 1~4.0 37.20 [29] 撂荒草地
Abandoned grassland0~1.0 43.00 1~4.0 103.50 [29] 河谷农地
Valley farmland0~1.0 52.00 1~4.0 151.90 [29] 11 中国陕西省富县
Fuxian County, Shaanxi Province, China撂荒地
Abandoned land0~1.0 53.40 1~2.0 31.60 [30] 幼龄林
Young forest0~1.0 81.10 1~2.0 47.50 [30] 中龄林
Middle-aged forest0~1.0 94.90 1~2.0 45.50 [30] 成熟林
Mature forest0~1.0 104.80 1~2.0 45.50 [30] 12 中国陕西省延安市
Yan’an City, Shaanxi Province, China山杏(Prunus sibirica)林
Mountain apricot forest0~1.0 36.40 1~10.0 189.70 [31] 油松(Pinus tabuliformis)林
Chinese red pine forest0~1.0 33.60 1~10.0 149.40 [31] 沙棘(Hippophae rhamnoides)灌丛
Sea buckthorn bushwood0~1.0 49.30 1~10.0 192.80 [31] 小叶杨(Populus simonii )林
Small-leaf poplar forest0~1.0 82.00 1~10.0 219.60 [31] 刺槐(Robinia pseudoacacia)林
Thorny locust forest0~1.0 44.20 1~10.0 205.70 [31] 荒草地
Barren grassland0~1.0 27.10 1~10.0 133.40 [31] 13 中国陕西省延安市
Yan’an City, Shaanxi Province, China0~1.0 111.60 1~1.8 44.60 [32] 
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表 2 表层有机碳与深层有机碳的年龄与周转时间
Table 2 Ages and turnover times of surface organic carbon and deep organic carbon
地区
Area类型
Land type深度
Depth /m年龄
Age /a周转时间
Turnover time /a参考文献
Reference表层
Surface layer美国
America草地
Grassland0~1 430~9 570 [90] 豆科灌木
Mesquite0~1 1 110~1 230 [90] 全球
Global0~1 3 100~6 560 [91] 中国华北平原
North China Plain, China农田
Farmland0~2 400~6 900 [92] 中国鼎湖山
Dinghushan, China森林
Forest0~0.7 1.6~1 000 [93] 中国青藏高原
Qinghai-Xizang Plateau, China草地
Grassland0~1 15~255 [94] 全球
Global0~0.1 547~1 609 [95] 深层
Deep layer美国
America草地
Grassland>1 >9 570 [90] 豆科灌木
Mesquite>1 >4 950 [90] 美国
America>1 4 800~20 300 [96] 中国华北平原
North China Plain, China农田
Farmland2~12 6 900~11 000 [92] 美国
America高草草原
Tallgrass prairie1.55~9.97 13 510~28 100 [97] 中国鼎湖山
Dinghushan, China森林
Forest>0.7 >1 000 [93] 全球
Global0~10 4 071~4 285 [98]
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