全 文 ：华南亚热带山地土壤剖面有机质分布特征
数值模拟研究 3
陈庆强1 ,2 3 3 　沈承德1 　孙彦敏1 　易惟熙1 　姜漫涛1 　彭少麟3 　李志安3
(1 中国科学院广州地球化学研究所 ,广州 510640 ;2 华东师范大学河口海岸国家重点实验室 ,上海 200062 ;
3 中国科学院华南植物研究所 ,广州 510650)
【摘要】　选择鼎湖山自然保护区两种植被带土壤剖面 ,利用有机质扩散2平移2分解模型 ,定量研究土壤有
机质分布、更新与运移特征及其控制因子 ,为陆地生态系统有机质模型提供运行基础数据. 数值试验表明 ,
华南亚热带山地土壤剖面有机质分布遵从物质扩散、平移、分解规律 ;森林植被带土壤有机质快组分分解
速率为 0. 483·年 - 1 ,灌丛植被带土壤的为 0. 694·年 - 1 ;两类剖面有机质慢组分、稳定组分的分解速率分别
一致 ,为 0. 02·年 - 1 、0. 001·年 - 1 ;森林植被带土壤有机质扩散、平移系数分别为 4 和 0. 2 mm·年 - 1 ,灌丛
植被带土壤相应参数分别为 1 和 0. 5 mm·年 - 1 . 有机质含量计算值与实测值的明显偏差出现在 0～10 cm
土层 ,这很可能与土壤表层处于陆2气界面 ,受气候、环境变化直接影响有关 ;在中、下部 ,两种结果吻合较
好 ,反映成土环境稳定. 扩散作用对土壤剖面有机质分布影响显著 ,平移作用仅对上部 0～10 cm 层段影响
明显. 对比分析表明 ,土壤有机质动态主要受剖面性状制约 ;提高地表植被初级生产力 ,快组分分解速率降
低 ,有机质累积.
关键词 　土壤有机质动态 　土壤有机质模型 　扩散作用 　平移作用 　陆地生态系统
文章编号 　1001 - 9332 (2003) 08 - 1239 - 07 　中图分类号 　S153. 6 　文献标识码 　A
Quantitative simulation on the vertical distribution of soil organic matters in mountainous soil prof iles in the
subtropical area , south China. CHEN Qingqiang1 ,2 , SHEN Chengde1 , SUN Yanmin1 , YI Weixi1 , J IAN G
Mantao1 ,PEN G Shaolin3 and L I Zhi’an3 (1 Guangz hou Institute of Geochemist ry , Chinese Academy of Sciences ,
Guangz hou 510640 , China ;2 S tate Key L aboratory of Estuarine and Coastal Research , East China Norm al U2
niversity , S hanghai 200062 , China ;3 South China Institute of Botany , Chinese Academy of Sciences ,
Guangz hou 510650 , China) . 2Chin. J . A ppl . Ecol . ,2003 ,14 (8) :1239～1245.
Quantitative descriptions of soil organic matter (SOM) dynamics , i. e. , their distribution , turnover and move2
ment , are essential for the running of the simulation of terrestrial ecosystem organic matter models. In this
study , based on utilizing SOM diffusion2translation2decomposition model ,two soil profiles were selected in dif2
ferent vegetation zones at Dinghushan Mountain for quantitative studies on SOM dynamics and their controlling
factors. SOM were divided into three kinds of compartments : rapid compartment with turnover rate of 0. 1～1 ·
yr - 1 , slow compartment with turnover rate of 0. 002～0. 02 ·yr - 1 , and stable compartment with turnover rate
of 0. 0001～0. 001 ·yr - 1 . The numerical results suggested that SOM distribution in soil profile in subtropical
mountainous areas of south China obeyed the law of diffusion motion , translation motion and decomposition. The
turnover rate of SOM rapid compartment was 0. 483 ·yr - 1 in the forest vegetation zone , and was 0. 694 ·yr - 1
in the shrub vegetation zone. The turnover rates of SOM slow compartment in the two kinds of vegetation zones
were both 0. 02 ·yr - 1 , and the turnover rates of SOM stable compartment in the two kinds of vegetation zones
were both 0. 001 ·yr - 1 . SOM diffusion rate and translation rate for the forest vegetation zone was 4 cm2·yr - 1
and 0. 2 mm·yr - 1 , respectively , and the two rates of the shrub vegetation zone were 1 cm2·yr - 1 and 0. 5 mm·
yr - 1 , respectively. The obvious discrepancy between numerical values and measuring values for SOM content
occurred in the 0～10 cm sections of the profiles , which might be due to the fact that the upper sections were at
the interface between lithosphere and atmosphere , and were influenced directly by changes of climatic and envi2
ronmental factors. The two kinds of values for SOM content were identical below the upper section of the pro2
files , and it indicated stable pedogenesis environments. Diffusion motion had obvious influences on SOM vertical
distribution , and translation motion had clear impacts on SOM distribution only in the upper 0～10 cm section.
Comparison analysis suggested that SOM dynamics were controlled mainly by soil profile qualities such as SOM
content , clay content , soil fabric , void types and their developments , soil fauna and microorganism activities ,
etc. With the increasing of primary production of aboveground vegetation , the turnover rate of SOM rapid com2
partment decreased and SOM content increased , which provided scientific basis for increasing soil carbon sink
through anthropogenic effects.
Key words 　SOM dynamics , SOM model , Diffusion motion , Translation motion , Terrestrial ecosystem.3 国家自然科学基金重大项目 ( 39728102) 、国家自然科学基金 ( 40202032) 、中国博士后科学基金、广东省自然科学基金博士启动项目
(984105) 、中国科学院广州地球化学研究所所长基金以及中国科学院鹤山丘陵综合试验站开放研究基金资助项目.3 3 通讯联系人.
2000 - 09 - 08 收稿 ,2001 - 02 - 22 接受.
应 用 生 态 学 报 　2003 年 8 月 　第 14 卷 　第 8 期 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　
CHIN ESE JOURNAL OF APPL IED ECOLO GY ,Aug. 2003 ,14 (8)∶1239～1245
1 　引 　　言
CO2 等温室气体含量增加是导致全球变暖的重
要因素. 长期以来 ,大气 CO2 源/ 汇问题一直是科学
界关注的焦点. IGBP 的核心研究项目“全球变化与
陆地生态系统”( GCTE) [17 ]已成为当今全球变化研
究中最活跃的项目. 陆地生态系统土壤有机质循环
研究倍受关注. 土壤有机质动态研究从过去一般性、
半定量研究[1 , 5 ]发展到目前定量研究[15 ]与数值模
拟[18 ]相结合. 生态系统有机质模型进一步完善 ,研
究区域向全球拓展[11 ] . 但是 ,不同模型[7 ]的预测结
果并不一致 ,有时甚至矛盾. 提高模型预测准确性已
成当务之急.
陆地生态系统受气候、地貌、植被等综合影响.
系统研究不同气候植被带典型土壤剖面有机质分布
特征及其影响机制 ,建立数值模型 ,将是提高生态系
统有机质模型预测准确性的有效途径. 土壤有机质
的一些变化是在几十年至上千年内缓慢发生的[12 ] .
长期野外试验是检测土壤有机质及其它土壤性质缓
慢变化的理想手段. 但是 ,有限站点所得观测资料在
时间和空间上都是离散的 ,必须用模型加以综合 ,才
能得出对整个区域观测变量的规律性认识 ,进而做
时间与空间上的合理外推.
土壤剖面有机质模型是连接土壤有机质动态研
究与生态系统尺度土壤有机质模型的桥梁 ,是提高
生态系统有机质模型预测精度的关键. 本文尝试利
用有关模型[6 ]数值研究鼎湖山自然保护区森林植
被带与灌丛植被带土壤剖面有机质分布特征 ,揭示
华南亚热带山地土壤剖面有机质分布规律及其制约
机制 ,为开发我国陆地生态系统有机质模型提供基
础资料.
2 　研究地区与方法
211 　研究剖面
1998 年 7 月末 ,在鼎湖山自然保护区 (23°09′～23°11′
N ,112°30′～112°33′E)森林植被带、灌2草甸过渡带各挖掘一
土壤剖面 ,薄层取样 ,每个样品重约 1. 5～2 kg. 选取自然土
壤剖面 ,可以减少人为因素干扰 ,获得土壤剖面有机质分布
与更新的自然规律 ;考虑不同植被带 ,研究地表植被初级生
产力对土壤剖面有机质动态的影响. 森林植被带剖面 ( SL)
位于海拔 662 m 山坡 ,坡向 N E42. 5°,坡度 30°,地表植被以
黄杞、蜜花树、短序楠为主 ,剖面厚 1. 1 m. 灌丛2草甸过渡带
剖面 ( GC)位于海拔 905 m 山坡 ,坡向 N E75°,坡度 16°,地表
植被以灌木为主 ,可见少量草本植物 ,灌木以荷木为主 ,剖面
厚 0. 6 m. 两个剖面的宏观特征及取样情况见表 1.
表 1 　鼎湖山土壤剖面宏观特征及取样设计
Table 1 Macroscopic characteristics and sampling design for soil prof iles at Dinghushan Mountain
剖面
Profile
深度
Depth
(cm)
宏观特征
Macroscopic
characteristics
取样层段
Sampling
section (cm)
取样间距
Sampling
interval (cm)
样品数目
Sample
number
SL 0～30 灰棕色腐殖质层 ,质地疏松 ,富含植物根 0～40 2 20
30～35 灰黄色过渡层 40～60 20 1
35～60 黄褐色土层 ,具团粒结构 60～90 10 3
60～110 黄褐色 ,砂含量明显较上层高 ,向下过渡为风化壳 90～110 20 1
GC 0～4 浅灰色腐殖质层 ,含植物碎屑、草根 0～30 2 15
4～40 黄色土层 ,砂含量较高 30～40 5 2
40～60 黄色土层 ,含砂量明显增加 ,向下过渡为半风化层 40～60 20 1
212 　建模理论
　　土壤剖面有机质分布总体受有机质加入、移出与更新 3
个过程的影响. 表层土壤有机质主要来自地表植被凋落物 ;
剖面内部有机质迁移是有机质加入、移出的主要途径. 土壤
剖面有机质迁移受生物活动、土体收缩与膨胀、孔隙水运移
以及物质沉降作用的共同影响 ,总体上属于物质的扩散、平
移过程. 土壤有机质的剖面迁移可以简化为扩散2平移模式.
由此 ,土壤剖面有机质分布特征可以利用物质扩散、平移、分
解的有关理论来研究.
　　本文利用 Elzein 等 [6 ]设计的模型. 该模型考虑了有机质
分解、有机质不同更新周期组分间的转化以及有机质迁移等
过程. 有机质进入土壤的途径包括自表层加入和根加入两
种.本文数值试验时 ,着重研究物质的迁移过程及其控制因
素对有机质分布的影响 ,为使问题进一步简化 ,不考虑由植
物根代谢加入的有机质.
213 　模型结构
21311 　土壤有机质组成 　假定土壤有机质由有限数目的不
同更新周期组分构成. 此处的“组分”并非是指有机质的具体
成分 ,而是指更新周期处于同一范围的有机物质. 一组分中
的物质通过分解可以转化为另一种组分中的物质. 假定组分
i 分解转化为组分 j 的比率由无量纲常数 aij表示 ,土壤有机
质含量用有机碳含量表达 ,则有 :
　　9Cj9t = ∑Nci = 1 aijki Ci (1)
其中 , ki 为组分 i 的分解系数 (年 - 1) , Ci 是组分 i 剖面含量
(g C·cm - 3) , Nc 为组分类型数目. 求和符号 ( ∑) 汇总了由全
部组分进入组分 j 的有机质数量. 本文数值计算时采用
Elzein 等[6 ]设计的有机质组分演替模式 (图 1) .
21312 　土壤有机质分解 　土壤有机质分解受到植被及地表
凋落物[14 ] 、土壤动物与微生物[4 , 10 ] 以及温度[2 , 13 ] 、湿
0421 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　14 卷
图 1 　数值计算采用的有机质组分转化关系示意图 (据 Elzein and Balesdent , 1995)
Fig. 1 Transformation relationship for different SOM compartments in this study (from Elzein and Balesdent , 1995)
f s)来自地表植被的物质通量 Material flux from aboveground vegetation , k1、k2、k3) 有机质组分分解系数 Turnover rates of SOM compartments ,
a12、a23)无量纲常数 Constants without unit .
度[8 , 19 ]与 p H 值[3 ]等环境因素的共同作用 ,是一个复杂的生
态学过程. 为简便起见 ,假定土壤有机质每一组分中 C 的分
解速率与该组分 C 的浓度 (质量/ 体积)成正比 ,则有 :
　　9C9t = - kC (2)
　　假定有机质组分 C 的分解系数 k 在土壤剖面上下一致 ,
时间 t 的单位是年.
21313 　土壤有机质迁移 　考虑两种简单的物质迁移过程 :
扩散 (diffusive motion) 、平移 (translation motion) . 扩散运动是
指土壤动物活动以及土体的膨胀与收缩造成的土壤混合作
用.有机质的迁移速率与有机质含量在深度 ( Z) 上的二阶导
数成正比 ,则有 :
　　9C9t = D 92 C9Z2 (3)
　　其中 , D 为物质扩散系数 (距离2/ 时间) . 平移运动是指
通过液相或沉积作用造成的有机质迁移. 土壤有机质迁移速
率与有机质浓度在深度上的一阶导数成正比 ,则有 :
　　9C9t = - ν9C9Z (4)
式中 ,ν为平移系数 (距离/ 时间) . 综合考虑土壤有机质迁
移、分解作用 ,本文数值试验实际利用的模型为 :
　　9C9t = D 92 C9Z2 - ν9C9Z - kC + ∑Nci = 1 aijki Ci (5)
边界条件为 ,
上边界 : D 9C9t - νC = f s 　　(Z = 0) (6)
下边界 : 9C9Z = 0 　　( Z = 计算深度) (7)
式 (6)中 , f s 为有机质自表层的加入速率 (质量/ 时间) ,假定
不随时间变化. 对于土壤剖面一部位 ,有机质扩散迁移以及
其他组分的分解转化均可导致一种有机质组分含量增加 ,故
相应表达式赋以“ + ”;有机质平移、迁移以及有机质自身分
解往往导致有机质损失 ,故相应表达式赋以“ - ”.
214 　数值方法
　　采用有限差分方法求解有机质扩散2平移2分解偏微分方
程.以 SL 、GC 剖面作为研究对象 , SL 剖面计算深度为 100
cm , GC 剖面计算深度为 60 cm. 对计算深度 Z 进行等距剖
分 ,深度步长均为 0. 5 cm ,可得到 N ( = Z/ 0. 5 + 1) 个计算
点.有机质组分含量 ( C)对深度的一阶与二阶导数分别用计
算点及相邻计算点处的相应含量值表示. 对于 ( N - 2) 个内
点 ,根据微分方程 (5) ,可以得到 ( N - 2) 个代数方程 ;另外 ,
对上、下边界条件进行离散 ,又可得到两个代数方程 ,这样就
可得到包含 N 个未知数的 N 个代数方程. 求解 N 个代数方
程组成的方程组 ,从而得到一种组分每一个计算点处的含
量. 各种组分含量之和即为该计算点有机质含量.
　　根据有机质不同更新周期组分的定义 [6 ] ,将有机质区分
为 3 种组分 :1)快组分 ,分解系数 ( k1) 为 0. 1～1·年 - 1 ;2) 慢
组分 ,分解系数 ( k2)为 0. 002～0. 02·年 - 1 ;3)稳定组分 ,分解
系数 ( k3)为 0. 0001～0. 001·年 - 1 . 计算过程中 ,所有参数均
可变. 调整参数值 ,待总有机质含量计算值的深度剖面逼近
土壤有机质含量实测值的深度剖面时 ,各参数的取值即为所
求. 这些参数值表征了制约土壤有机质分布与动态的剖面性
状特征 ,是对各种具体影响因子的定量表示. 因缺乏土壤容
重实测数据 ,计算时土壤容重采用假定值 [6 ] .
3 　结果与讨论
311 　土壤有机质的迁移、更新特征
　　SL 剖面土壤有机质 ( SOM) 含量数值计算结果
剖面见图 2 ,参数取值为 : D = 4 cm2·年 - 1 ,v = 0. 2
mm·年 - 1 , k1 = 0. 483·年 - 1 , k2 = 0. 02·年 - 1 , k3 =
0. 001·年 - 1 , f s = 0. 25 kg C·m - 2·年 - 1 , a12 = 0. 1 ,
a23 = 0. 05. GC 剖面有机质含量计算值与实测值剖
面特征见图 3. 参数取值为 : D = 1 cm2·年 - 1 , v = 0. 5
mm·年 - 1 , k1 = 0. 694·年 - 1 , k2 = 0. 02·年 - 1 , k3 =
0. 001·年 - 1 , f s = 0. 15 kg C·m - 2·年 - 1 , a12 = 0. 05 ,
a23 = 0. 01. 有机质含量计算值偏离测定值的现象在
表层较明显 ,如 SL 剖面 0～20 cm 层段 , GC 剖面 0
～10 cm 土层 ,且越靠近地表 ,偏差越大 ,说明有机
质迁移与更新对有机质分布的影响在剖面表层最为
显著. 这可能与土壤表层处于陆2气界面 ,受气候、环
境变化直接影响有关. 自表层向下 ,计算值与实测值
基本一致 ,说明有机质动态较符合物质扩散2平移2分
解作用规律 ,反映这些部位成土环境稳定 ,有机质动
态主要受土壤剖面性状制约.
　　计算结果表明 ,有机质快组分、慢组分及稳定组
分含量自上向下呈规律变化 :SL 剖面快组分在 0～5
cm 层段增加 ,向下含量急剧下降 ,至 40 cm ,含量甚
微 ,低于 0. 001 g C·cm - 3. 慢组分在 0～5 cm 层段
亦呈增加之势 ,再向下逐渐减小 ,自 38 cm 向下含量
趋于稳定 ,约为 0. 003 g C·cm - 3 . 稳定组分含量在表
层最低 ,向下增加 ,至 20 cm 增至最大 ,约为0. 007 g
C·cm - 3 ,向下减小 ,自38cm向下趋于稳定 ,约为
14218 期 　　　　　　　　　　陈庆强等 :华南亚热带山地土壤剖面有机质分布特征数值模拟研究 　　　　　　　　　
图 2 　鼎湖山自然保护区 SL 剖面土壤有机质含量数值计算结果剖面特征
Fig. 2 Profile characteristics for model results of SOM contents of SL profile at Dinghushan Mountain
A) SOM 含量测量值 Measured values of SOM contents ,B) SOM 含量计算值 Model results of SOM contents ,C) SOM 含量计算值与测量值对比
Comparison of measured and model results of SOM contents , D)不同有机质组分含量剖面特征 Model results for various SOM compartments. 下同
The same below.
0. 005 g C·cm - 3 . 在 0～20 cm 层段 ,快组分含量最
高 ,慢组分次之 ,稳定组分含量最低 ;快组分、慢组分
自上向下总体减少 ,而稳定组分逐渐增加. 自 20 cm
向下 ,稳定组分含量最高 ,慢组分次之 ,二者相差不
大 ;再向下 ,二者含量基本稳定 ,快组分含量最低 ,向
下减小. 在 20～30 cm 层段 ,快组分含量深度变率较
大 ,自 30 cm 向下逐渐减小.
　　在 GC 剖面表层 0～10 cm ,快组分含量最高 ,慢
组分次之 ,稳定组分含量最低. 自 15 cm 向下 ,稳定
组分含量最高 ,慢组分次之 ,二者接近 ,快组分含量
最低. 快组分自上向下持续减少 ,在 0～10 cm 层段 ,
其含量的深度变率最大 ,再向下快组分逐渐减少 ,至
30 cm 深度含量已甚低. 慢组分自上向下亦持续减
少 ,在 0～5 cm 层段 ,其含量的深度变率最大 ,向下
慢组分含量缓慢降低. 稳定组分自上向下先减少 ,至
5 cm 左右含量达到最低 ,再向下含量增加 ,至 15 cm
达到最大值 ,之后缓慢降低.
　　SL 、GC 剖面有机质慢组分与有机质总含量剖
面最为接近 (图 2、3) ,说明慢组分是有机质的骨干
组分 ,其更新在土壤剖面有机质动态中占主导地位.
图 3 　鼎湖山自然保护区 GC 剖面土壤有机质含量数值计算结果剖面特征
Fig. 3 Profile characteristics for model results of SOM contents of GC profile at Dinghushan Mountain.
有机质快组分主要分布于剖面上部 ,在 SL 剖面 0～
16 cm、GC 剖面 0～10 cm 层段占优势 ,说明在剖面
表层主要表现为有机质快组分的更新 ;向下含量骤
减 ,与其分解速率较高一致. SL 剖面 0～40 cm 层
段 ,稳定组分含量向下呈现由低到高 ,再降低的特
点. 该组分含量增加的层段 ,快组分、慢组分含量均
降低 ,反映土壤有机质存在由快循环组分向慢循环
组分的转化. GC 剖面 ,稳定组分含量上下未出现剧
2421 应 　用 　生 　态 　学 　报 　　　　　　　　　　　　　　　　　　14 卷
烈变化 ,较稳定. SL 剖面自 40 cm 向下 , GC 剖面自
12 cm 向下 ,总有机碳、慢组分、稳定组分的含量趋
于稳定 ,表明这些层段有机质主要为慢组分、稳定组
分. 这些层段粘粒 ( < 0. 002 mm) 含量明显增加 ,量
值在 20 %～30 % ,说明慢组分、稳定组分的赋存状
态与粘粒密切相关.
　　土壤剖面上部 ,有机质含量高 ,更新速度快 ,是
有机质分解释放 CO2 的主力土层. 防治水土流失 ,
保护表土层 ,合理绿化 ,以实现有机质向剖面下部转
移 ,是提高土壤 C 汇的有效途径. 有机质稳定组分
含量上下变化不大 ,是可靠的 C 汇形式 ,研究其赋
存状态 ,可为人工控制有机质组分的存在形式、数
量 ,提高土壤 C 汇提供理论依据.
312 　有机质剖面分布与土壤性状关系
　　GC 剖面有机质含量数值计算结果与实测值的
符合程度较 SL 剖面高. SL 剖面上部有机质含量计
算结果与实测值偏差明显 (图 2、3) ,这很可能与剖
面所处的成土环境有关. SL 剖面地表植被为南亚热
带季风常绿阔叶林 ,初级生产力高 ,土壤有机质含量
普遍比 GC 剖面高 ,腐殖质层较厚 ,上部 0～40 cm
层段质地疏松 ,易受陆2气相互作用影响 ; GC 剖面地
表植被主要为灌木 ,初级生产力低 ,土壤有机质含量
低 ,腐殖质层较薄 ,土体相对密实 ,受陆2气相互作用
影响程度较弱 ,外界影响因素少 ,土内环境相对稳
定 ,有机质动态较符合物质扩散2平移2分解规律.
　　SL 剖面自地表加入的有机质数量 ( f s) 为0. 25
kg C·m - 2年 - 1 ,较 GC 剖面 (0. 15 kg C·m - 2·年 - 1)
高 ,这与地表植被初级生产力不同是一致的. SL 剖
面有机质 D 值 (4 cm2·年 - 1) 大于 GC 剖面 (1 cm2·
年 - 1) ,与两剖面土壤质地、粒度等的差异有关. SL
剖面海拔 (662 m) 较 GC 剖面 (905 m) 低 ,剖面建造
以堆积为主 ,地表植被类型及其发育状况决定 SL
剖面土壤有机质含量高 ,生物活动活跃 ,因此 SL 剖
面质地较疏松 ,有利于物质扩散 ; GC 剖面地表植被
初级生产力低 ,土壤有机质含量低 ,剖面海拔较高 ,
物质冲刷 ,均不利于腐殖质层增厚 ,这些决定 GC 剖
面土壤质地较密实 ,生物活动弱 ,物质扩散作用较
SL 剖面弱.
　　平移系数 ( v)标志物质平移速率. GC 剖面的平
移系数 (0. 5 mm·年 - 1)明显高于 SL 剖面 (0. 2 mm·
年 - 1) ,这与土壤质地有关. GC 剖面粘粒含量不及
SL 剖面高 ,且 GC 剖面自上向下粘粒含量增加 ,反
映物质淋滤、淀积作用明显 ,表明 GC 剖面尽管质地
较密实 ,由于粗骨颗粒 ( < 0. 05 mm) 含量为 60 %～
80 % ,明显较 SL 剖面高 ,土壤通透性好 ,有利于物
质液相迁移 ;SL 剖面上部质地疏松 ,而自 30 cm 向
下为粘粒含量高值段 ,含量大于 30 % ,粘粒对孔隙
的充填以及对物质的吸附作用 ,均不利于物质液相
迁移 ,故 SL 剖面有机质平移速率低.
　　SL 、GC 剖面有机质快组分分解系数分别为
0. 483和 0. 694 年 - 1 ,二者相差较大. GC 剖面粘粒
含量低 ,粗骨颗粒含量高 ,物质通透性好 ,有机质含
量低 ,剖面海拔较高 ,空气湿度大 ,这些均有利于有
机质分解 ;SL 剖面粘粒含量高 ,粗骨颗粒含量为 50
～60 % ,低于 GC 剖面 ,物质通透性不及 GC 剖面 ,
且存在厚层的粘粒含量高值段 ,粘粒对有机质的吸
附、保护作用显著 ,这些因素必然导致 SL 剖面有机
质快组分分解速率不及 GC 剖面. 由此可见 ,土壤有
图 4 　扩散作用对土壤有机质剖面分布特征的影响
Fig. 4 Effects of diffusive motion on vertical distribution patterns of SOM.
f s = 0. 25 kg C·m - 2·年 - 1 , v = 0. 2 mm·年 - 1. 以 SL 剖面为例 SL Profile was used as an example. 下同 The same below.
34218 期 　　　　　　　　　　陈庆强等 :华南亚热带山地土壤剖面有机质分布特征数值模拟研究 　　　　　　　　　
机质分解与剖面物质通透性、粘粒对有机质的吸附
保护以及有机质含量均有关.
　　SL 剖面土壤有机质组分分解转化系数 a12 、a23
均大于 GC 剖面对应参数值. 有机质快组分分解速
率慢 ,粘粒含量高 ,有利于分解产物与粘粒结合 ,故
SL 剖面 a12值大于 GC 剖面 a12值. SL 剖面 a23值较
GC 剖面的大 ,主要是因为 SL 剖面粘粒含量普遍比
GC剖面高. 粘粒的吸附有利于快循环物质向慢循
环物质转化 ,粘粒含量有可能决定这种转化的程度.
313 　物质迁移对土壤有机质分布的影响
　　确定有机质主要迁移方式对于理解土壤剖面有
机质动态具有重要意义 ,亦为增强土壤 C 汇提供理
论基础. 数值试验表明 ,增大有机质扩散系数 D ,土
壤有机质含量上下差异变弱 ,自上向下有均一化趋
势 (图 4) . 这与物质扩散作用的效能一致 ,反映模型
运用扩散系数表征土壤有机质扩散能力是可行的 ;
物质扩散能力高低对于土壤剖面有机质分布的影响
较显著.
　　平移作用对于土壤剖面有机质分布的影响较
弱 ,对有机质垂向分布的总体特征影响不大 ,但是对
于表层 0～10 cm 层段有机质的分布影响较明显 ,表
现为平移系数 ( v ) 增大 ,有机质含量计算值小于实
测值 ,且差值增大 (图 5) ,反映平移作用导致有机质
淋失 ,对于剖面顶部土层影响显著.
　　扩散作用在土壤有机质迁移过程中占主导地
位 . SL 、GC剖面土壤有机质的扩散速率并不高 ,说
图 5 　平移作用对土壤有机质剖面分布特征的影响
Fig. 5 Effects of translation motion on vertical distribution patterns of SOM.
f s = 0. 25 kg C·m - 2年 - 1 , D = 3 cm2·年 - 1
图 6 　地表植被初级生产力对土壤有机质剖面分布特征的影响
Fig. 6 Effects of primary production of aboveground vegetation on the vertical distribution of SOM.
A)测量值 Measured values of SOM ,B) f s = 0. 1 kg C·m - 2·yr - 1 ,C) f s = 0. 15 kg C·m - 2·年 - 1 ,D) f s = 0. 2 kg C·m - 2·年 - 1 ,E) f s = 0. 25 kg C·m - 2
·年 - 1. D = 3 cm2·年 - 1 , v = 0. 2 mm·年 - 1.
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明土壤有机质扩散是一个相对缓慢的过程. 有机质
在扩散、平移运移的同时 ,还伴随分解作用 ,因此土
壤剖面有机质迁移、分解作用是一个动态的、开放的
复杂过程 ,这决定了土壤剖面有机质分布与更新的
复杂性.
314 　地表植被与土壤有机质含量
　　地表植被初级生产力直接影响加入土壤的有机
质数量 f s . 数值试验表明 ,增大 f s ,有机质快组分分
解速率降低 ,有利于有机质累积 ,土壤有机质含量进
一步增加 (图 6) . 这为通过提高植被初级生产力 ,增
加土壤碳汇提供了依据. 大气 CO2 浓度升高导致温
室效应加剧 ,全球气温上升 ,促进土壤有机质分解 ,
不利于有机质在土壤中积累. 但有研究[9 ]表明 ,大
气 CO2 浓度升高 ,土壤 C 汇能力增强 ,有学者[9 , 16 ]
认为部分大气 CO2“未知汇”即存在于土壤中. 大气
CO2 浓度升高 ,CO2 施肥效应导致植被初级生产力
提高 ,进入土壤的有机质增多 ,抵消温度升高引起的
有机质加剧分解 ,土壤 C 汇净增 ,本文数值模拟结
果似可支持这种观点.
　　地表植被类型及其发育状况决定植被初级生产
力 ,制约土壤有机质含量. 作为土壤性状的一个重要
参数 ,有机质含量影响土壤结构体的性质、孔隙类型
及其发育、土壤质地及生物活动等 ,最终影响有机质
本身的迁移与更新. 由此可见 ,植被类型是制约土壤
有机质动态的第一要素. 土壤有机质含量变化是有
机质动态的具体体现. 有机质迁移、分解作用与土壤
性状密切相关. 系统研究不同类型土壤剖面有机质
分布特征及其制约机制 ,以及不同类型土壤的性状
特征与有机质动态的关系 ,是深入理解土壤有机质
动态对全球变化响应及其反馈机制的重要基础.
致谢 　中国科学院华南植物研究所余作岳研究员、任海博士
为野外工作提供宝贵建议 ,中国科学院广州地球化学研究所
博士研究生杨英协助野外取样 ,在此一并表示衷心感谢.
参考文献
1 Amentano TV ,Menges ES. 1986. Patterns of change in the C2bal2
ance of organic soil2wetlands of the temperate zone. J Ecol ,74 : 755
～774
2 　Anderson J M. 1973. Carbon dioxide evolution from two temperate ,
deciduous woodland soils. J A ppl Ecol ,10 : 361～378
3 　Baath E ,Arnebrant K. 1994. Growth rate and response of bacterial
communities to p H in limed and ash reated forest soils. Soil Biol
Biochem ,26 (8) : 995～1001
4 　Bohlen PJ , Edwards CA. 1995. Earthworm effects of N dynamics
and soil respiration in microcosms receiving organic and inorganic
nutrients. Soil Biol Biochem , 27 (3) : 341～348
5 　Bosatta E ,Agren GL . 1985. Theoretical analysis of decomposition
of heterogeneous substrates. Soil Biol Biochem ,16 : 63～67
6 　Elzein A ,Balesdent J . 1995. Mechanistic simulation of vertical dis2
tribution of carbon concentrations and residence times in soils. Soil
Sci Soc A m J ,59 :1328～1335
7 　Fan S , Gloor M , Mahlman J , et al . 1998. A large terrestrial carbon
sink in North America implied by atmospheric and oceanic carbon
dioxide data and models. Science ,282 : 442～446
8 　Garrett HE ,Cox GS. 1973. Carbon dioxide evolution from the floor
of an oak2kickory forest . Soil Sci Soc A m Proc ,37 :641～644
9 　Harrison K ,Broecker WA. 1993. Strategy for estimating the impact
of CO2 fertilization on soil carbon storage. Global Biogeochem Cy2
cles ,7 (1) : 69～80
10 　Kretzschmar A ,Ladd J M. 1993. Decomposition of carbon214 la2
belled plant material in soil : The influence of substrate location , soil
compaction and earthworm numbers. Soil Biol Biochem , 25 ( 6) :
803～809
11 　Parton WJ , Scurlock J MO , Ojima DS , et al . 1993. Observations
and modelling of biomass and soil organic matter dynamics for the
grasslands biome world2wide. Global Biogeochem Cycles ,7 : 785～
809
12 　Powlson DS. 1996. Why evaluate soil organic matter models ? In :
Powlson DS , Smith P , Smith J U eds. Evaluation of Soil Organic
Matter Models. Berlin ,Heidelberg :Springer2Verlag. 3～11
13 　Reiners WA. 1968. Carbon dioxide evolution from the floor of three
Monnesota forests. Ecology ,49 : 477～483
14 　Reinke JJ , Adriano DC , Mcleod KW. 1981. Effect of litter alter2
ation on carbon dioxide from a south Carolina pine forest floor. Soil
Sci Soc A m J ,45 : 620～623
15 　Saggar S , Tate KR , Feltham CW , et al . 1994. A carbon turnover
in a range of allophanic soils amended with 14 C2labelled glucose.
Soil Biol Biochem ,26 : 1263～1271
16 　Siegenthaler U , Sarmiento JL . 1993. Atmospheric carbon dioxide
and the Ocean. Nat ure , 365 : 119～125
17 　Stefen WL , Waiker BH , Ungram J S , et al . 1992. Global changes
and terrestrial ecosystems. The Operational Plan. IGBP Report 21 ,
International Geosphere2Biosphere Programme. Stockholm.
18 　Trumbore SE. 1993. Comparison of carbon dynamics in tropical and
temperate soils using radiocarbon measurements. Global Bio2
geochem Cycles , 7 (2) : 275～290
19 　Wildung RE. 1975. The interdependent effects of soil temperature
and water content on soil respiration rate and plant root decomposi2
tion in arid grassland soils. Soil Biol Biochem , 7 : 373～378
作者简介 　陈庆强 ,男 ,1969 年生 ,理学博士 ,副研究员 ,主
要从事海洋沉积与生物地球化学研究 ,发表论文 30 余篇. E2
mail : qingqchen @163. net
54218 期 　　　　　　　　　　陈庆强等 :华南亚热带山地土壤剖面有机质分布特征数值模拟研究