全 文 ：书青藏高原高寒草甸生态系统土壤
有机碳动态模拟研究
李东１，２，黄耀１，吴琴３，明珠４，靳代樱２
（１．南京农业大学资源与环境科学学院，江苏 南京２１００９５；２．青海省林业局森林资源管理处，青海 西宁８１０００８；
３．江西师范大学地理与环境学院，江西 南昌３３００２２；４．西南林学院园林系，云南 昆明６５０２２４）
摘要：利用高寒草甸区植被、土壤和气候等资料，借助Ｃｅｎｔｕｒｙ模型研究了青藏高原高寒草甸生态系统土壤有机碳
的动态。以２００３年７月－２００５年７月逐月气象观测资料为输入变量，模拟了自然条件下高寒矮嵩草草甸０～２０
ｃｍ土壤微生物呼吸ＣＯ２－Ｃ通量季节变化。模拟值与观测值进行的回归分析显示，二者具有较好的一致性（犚２＝
０．８９，犘＜０．０５）。土壤有机碳动态模拟表明：１）自然条件下高寒草甸土壤有机碳在经历了一个快速积累过程后，积
累速率逐渐趋于缓和，最终达到并接近稳定状态。稳定状态下０～２０ｃｍ土壤总有机碳库约７５９７．５０～７６９４．１０
ｇＣ／ｍ２。其中活性、缓性和惰性土壤有机碳组分占土壤总有机碳储量的２．８０％，５８．５０％和３８．７０％。２）过去４５
年（１９６０－２００５）高寒草甸土壤有机碳呈振幅较为稳定的波动变化，但这种变化主要是土壤有机碳各组分波动变化
的结果。气候波动对土壤有机碳影响主要与温度变化引起的惰性土壤有机碳库的变化有关，二者呈显著负相关（狉
＝－０．５４８，犘＜０．０１）。降水量对土壤有机碳及有机碳各组分的影响不显著。
关键词：高寒草甸；土壤有机碳；Ｃｅｎｔｕｒｙ模型；青藏高原
中图分类号：Ｓ８１２．２ 文献标识码：Ａ 文章编号：１００４５７５９（２０１０）０２０１６００９
草地生态系统是陆地生态系统的重要组成部分，也是世界上分布面积最广的植被类型之一，其净初级生产力
约占全球陆地生态系统净初级生产力的１／３，土壤有机碳储量占１／４以上［１，２］。我国约有各类草地面积４×１０８
ｈｍ２［３］，有机碳储量达４４．０９ＰｇＣ，其中草地土壤碳储量４１．０３ＰｇＣ［４］，占草地系统有机碳总储量的９３．６％。由
于天然草地多分布于生态环境相对较为脆弱的干旱半干旱地区，也是受人类活动影响最为严重的区域之一，其功
能的正常发挥对维持全球及区域生态平衡具有极其重要的作用［５］。高寒草甸是青藏高原区主要的草地类型，约
占高原面积的３３％，其下发育形成的草毡寒冻雏形土有机质含量高，是碳素的巨大储存库［６］。目前，有关高寒草
甸土壤有机碳的研究和报道多集中在储量估测及土地利用变化对其的响应等方面。但由于研究方法和采样深度
的不统一，加之不同亚类的寒冻雏形土表层有机碳含量差异较大，各研究者所报道的结果不尽一致［７１１］。因此，
研究高寒草甸生态系统土壤有机碳库组成、储量及动态变化对于科学评价青藏高原生物地球化学循环具有重要
意义。
土壤有机质数学模型能够模拟现实状态下土壤有机质的变化，这为大的时间尺度上研究土壤有机碳提供了
另外一种有效且必不可少的手段，在当前气候变化和全球碳循环研究中起到了重要作用，并获得了广泛的认
可［１２］。Ｃｅｎｔｕｒｙ模型最初是从研究草地生态系统Ｃ、Ｎ等元素循环而建立起来的综合模型，是目前应用比较广泛
的土壤有机质动态模型之一。模型采纳了土壤有机质分为３个库的理论，通过模拟土壤有机物质在各库中的积
累或流失过程，实现对土壤Ｃ、Ｎ等元素的动态模拟。本研究利用该模型，对自然状态下高寒草甸土壤有机碳库
的积累及储量进行初步估测，并研究气候波动干扰下土壤有机碳及各组分库的动态响应过程。旨在为研究高寒
草甸生态系统土壤有机碳动态变化提供依据。
１６０－１６８
２０１０年４月
草 业 学 报
ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ
第１９卷 第２期
Ｖｏｌ．１９，Ｎｏ．２
收稿日期：２００９０４２２；改回日期：２００９０５１８
基金项目：中国科学院知识创新工程重要方向性项目（ＫＺＣＸ２ＹＷ４３２４）资助。
作者简介：李东（１９７７），男，青海西宁人，在读博士。Ｅｍａｉｌ：ｄｏｎｇｌ２００５＠ｓｉｎａ．ｃｏｍ
通讯作者。Ｅｍａｉｌ：ｈｕａｎｇｙ＠ｍａｉｌ．ｉａｐ．ａｃ．ｃｎ
１ 材料与方法
１．１ 研究地区概况
研究地位于中国科学院海北高寒草甸生态系统定位站（海北站）。该站地处青藏高原东北隅的青海省海北藏
族自治州门源回族自治县境内的大通河河谷西段。地理位置为３７°２９′～３７°４５′Ｎ，１０１°１２′～１０１°２３′Ｅ，山地平均
海拔４０００ｍ，站内以滩地和丘陵低地为主，平均海拔３２００ｍ，具有典型的高原大陆性气候特征，冷季漫长而寒
冷，暖季短暂而湿润，年平均气温－１．７℃，年降水量６１８ｍｍ，主要集中于６－８月，占全年降水量的８０％左右。
植被以莎草科嵩草属（犓狅犫狉犲狊犻犪）植物为主建群种，如矮嵩草（犓狅犫狉犲狊犻犪犺狌犿犻犾犻狊）、小嵩草（犓．狆狔犵犿犪犲犪）、线叶嵩
草（犓．犮犪狆犻犾犾犻犳狅犾犻犪）等，伴有蓼科的珠芽蓼（犘狅犾狔犵狅狀狌犿狏犻狏犻狆犪狉狌犿）以及龙胆属（犌犲狀狋犻犪狀犪）、虎耳草属（犛犪狓犻
犳狉犪犵犪）、银莲花属（犃狀犲犿狅狀犲）的高山植物。土壤为草毡寒冻雏形土，草毡表层发育良好，没有发生剥蚀脱落，ｐＨ
值６．５～７．５。
１．２ Ｃｅｎｔｕｒｙ模型及参数化
Ｃｅｎｔｕｒｙ模型由美国科罗拉多州立大学的Ｐａｒｔｏｎ等［１３，１４］建立。模型包括土壤有机质、植物产量、土壤水分
和温度３个子模型。其中土壤有机质（ＳＯＭ）模型采用多分室建模理论将植物凋落物依据其木质素含量分为结
构和代谢２个库。土壤有机质则被分为活性、缓性和惰性３个组分库。活性土壤有机质（ａｃｔｉｖｅＳＯＭ）包括活的
微生物及其代谢产物，大小约是活的微生物生物量的２～３倍，周转时间１～５年；缓性土壤有机质（ｓｌｏｗＳＯＭ）包
括难分解的土壤有机物质和土壤固定的微生物产物，周转时间２０～４０年；惰性土壤有机质（ｐａｓｓｉｖｅＳＯＭ）是土壤
中很难分解的部分，周转时间长达２００～１５００年，甚至更长。由于植物残体的地上部分和地下部分木质素含量
相差较大，使得结构库和代谢库具有各自的地上和地下分解速率。目前模型有ＤＯＳ提示符模式和窗口操作模式
２个版本，本研究使用的Ｃｅｎｔｕｒｙ模型为ＤＯＳ４．０版本，有关该版本的详细介绍可参阅《Ｃｅｎｔｕｒｙ模型用户手
册》。
输入模型的气象参数包括月平均最高、最低气温（℃）、月均降水量（ｃｍ）。其他参数包括研究区经纬度；土壤
质地［砂粒、粉粒和粘粒含量（％）］；土壤容重；凋落物Ｃ／Ｎ；木质素含量；大气干湿沉降和非生物固定的氮量及各
种草地管理措施等。气象参数取自研究区邻近的青海省海北藏族自治州门源县气象观测站（站点编码５２７６５）历
年实际观测数据，在输入模型之前先转换成Ｃｅｎｔｕｒｙ模型所需的格式（．Ｗｔｈ文件），缺失数据的年份用－９９．９９
补齐。土壤、植被参数依据中国科学院西北高原生物研究所曹广民研究员提供的部分数据，结合文献调研的方式
获得。植被类型根据海北站高寒矮嵩草草甸多年（１９９６－２０００年）地上生物量观测数据的月平均值，调用ｃｒｏｐ．
１００文件中的Ｇ１（ｇｒａｓｓ＿ｃｏｏｌ＿ｓｅａｓｏｎ＿ｓｐｅｃｉｅｓ）。植物木质素含量参照模型提供的方法计算得出，具体参数见表
１。
１．３ 模型验证
模拟结果的可信度，只有与实测数据进行比较分析才能确定［１６］。本研究选取的是中国科学院海北高寒草甸
生态系统定位站高寒矮嵩草草甸固定样地土壤微生物呼吸ＣＯ２ 通量实测数据（２００３－２００５年）。有关气体通量
的观测详见本课题组已发表论文［１７１９］。模拟土壤微生物呼吸ＣＯ２－Ｃ通量时，根据模型程序提示逐一输入相关
参数后运行模型，得到海北站对应年份（２００３－２００５年）高寒草甸土壤微生物呼吸ＣＯ２－Ｃ通量逐月模拟结果。
模拟结果与观测结果进行回归分析后，如果二者具有较好的吻合度，Ｃｅｎｔｕｒｙ模型就可以用来估测高寒草甸土壤
有机碳储量及动态变化模拟。
１．４ 气象数据选取与结果输出
土壤有机碳积累及储量估测时，气象数据从４５年（１９６０－２００５）的观测资料中按正态分布规律由模型随机地
选取，运行时间为１００００年；土壤有机碳动态模拟时，气象数据以１９６０－２００５年逐月观测资料作为输入。输出
结果为历年９月０～２０ｃｍ土壤有机碳含量，单位ｇＣ／ｍ２。
１．５ 数据计算与分析
逐月碳通量观测值根据每月各观测日（９：００－１１：００）ＣＯ２ 释放速率平均值×２４ｈ×３０ｄ×Ｃ含量（１２／４４）计
算得出，统计分析由ＳＰＳＳ软件完成。
１６１第１９卷第２期 草业学报２０１０年
表１ 犆犲狀狋狌狉狔模型主要参数及参数化
犜犪犫犾犲１ 犕犪犻狀狆犪狉犪犿犲狋犲狉狊狉犲犾犪狋犻狀犵狋狅狋犺犲犆犲狀狋狌狉狔犪狀犱犿狅犱犲犾狆犪狉犪犿犲狋犲狉犻狕犪狋犻狅狀
参数名称
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
参数值
Ｖａｌｕｅ
参数说明
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｄｅｓｃｒｉｐｔｉｏｎ
参数获取及输入
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｏｂｔａｉｎｉｎｇａｎｄｉｎｐｕｔｔｉｎｇ
地点及土壤参数Ｓｉｔｅａｎｄｓｏｉｌｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
Ｓｉｔｌａｌ ３７．６０ 经度Ｌａｔｉｔｕｄｅｏｆｍｏｄｅｌｓｉｔｅ ＧＰＳ测定 （２００６）ＭｅａｓｕｒｅｄｂｙＧＰＳ（２００６）
Ｓｉｔｌｎｇ １０１．３０ 纬度Ｌｏｎｇｉｔｕｄｅｏｆｍｏｄｅｌｓｉｔｅ ＧＰＳ测定（２００６）ＭｅａｓｕｒｅｄｂｙＧＰＳ（２００６）
Ｓａｎｄ ０．３７ 砂粒含量Ｆｒａｃｔｉｏｎｓｏｆｓａｎｄａｔ０ｔｏ２０ｃｍｓｏｉｌ（％） 试验测定（２００４）Ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ（２００４）
Ｓｉｌｔ ０．３９ 粉砂含量Ｆｒａｃｔｉｏｎｓｏｆｓｉｌｔａｔ０ｔｏ２０ｃｍｓｏｉｌ（％） 试验测定（２００４）Ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ（２００４）
Ｃｌａｙ ０．２４ 粘粒含量Ｆｒａｃｔｉｏｎｓｏｆｃｌａｙａｔ０ｔｏ２０ｃｍｓｏｉｌ（％） 试验测定（２００４）Ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ（２００４）
Ｂｕｌｋｄ ０．９３ 土壤容重Ｂｕｌｋｄｅｎｓｉｔｙａｔ０ｔｏ２０ｃｍｓｏｉｌ（ｇ／ｍ３） 试验测定（２００４）Ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ（２００４）
ｐＨ ７．５０ ０～４０ｃｍ土壤ｐＨ值ｐＨｖａｌｕｅａｔ０ｔｏ４０ｃｍｓｏｉｌ 试验测定（２００４）Ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ（２００４）
外界营养输入参数Ｅｘｔｅｒｎａｌｎｕｔｒｉｅｎｔｉｎｐｕｔｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
Ｅｐｎｆａ（１） ０．８５ 干湿沉降Ｎ固定量
ＷｅｔａｎｄｄｒｙｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎＮｉｔｒｏｇｅｎｆｉｘａｔｉｏｎ（ｇ／ｍ２·ａ）
数据取自《中国嵩草草甸》［１５］。参数每年以固定值输入
模型 Ｄａｔａｏｂｔａｉｎｅｄｆｒｏｍ《Ｃｈｉｎａ犓狅犫狉犲狊犻犪Ｍｅａｄｏｗ》［１５］．
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｖａｌｕｅｓｈａｖｅｉｎｐｕｔｂｅｆｉｘｅｄ，ｃｏｎｓｔａｎｔａｍｏｕｎｔ
ｅａｃｈｙｅａｒ
Ｅｐｎｆｓ（１） ０．５０ 非生物Ｎ固定量
ＮｏｎｓｙｍｂｉｏｔｉｃＮｉｔｒｏｇｅｎｆｉｘａｔｉｏｎ（ｇ／ｍ２·ａ）
土壤有机质初始参数 Ｏｒｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒｉｎｉｔｉａｌｖａｌｕｅ
Ｒｃｅｓ１（１，１） ２２．９ 地表活性有机质Ｃ∶ＮＣ∶Ｎｒａｔｉｏｎｏｆｓｏｉｌｓｕｒｆａｃｅａｃｔｉｖｅ
ｏｒｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒ
由模型公式根据土壤有机质及植物地上部分Ｃ／Ｎ计算
获得（土壤有机质 Ｃ／Ｎ＝１１．６０，海北站实测数据，
１９９８；植物地上部分Ｃ／Ｎ＝４５．６７［１５］）Ｃａｌｃｕｌａｔｅｄｕｓｉｎｇ
ｆｏｒｍｕｌａｐｒｏｖｉｄｉｎｇｂｙＣｅｎｔｕｒｙｍｏｄｅｌｂａｓｅｄｏｎＣ∶Ｎ
ｒａｔｉｏｎｓｏｆＳＯＭａｎｄｐｌａｎｔａｂｏｖｅｇｒｏｕｎｄｐａｒｔｓ（ＳＯＭＣ／
Ｎ＝１１．６０，ｌａｂｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔａｔＨａｉｂｅｉＳｔａｔｉｏｎ，１９９８；
ＡｂｏｖｅｇｒｏｕｎｄｆｒａｃｔｉｏｎＣ／Ｎ＝４５．６７［１５］）
Ｒｃｅｓ１（２，１） ８．１ 活性土壤有机质Ｃ∶ＮＣ∶ＮｒａｔｉｏｎｏｆａｃｔｉｖｅＳＯＭ
Ｒｃｅｓ２（１） ７７．３ 缓性土壤有机质Ｃ∶ＮＣ∶ＮｒａｔｉｏｎｏｆｓｌｏｗＳＯＭ
Ｒｃｅｓ３（１） ４０．０ 惰性土壤有机质Ｃ∶ＮＣ∶ＮｒａｔｉｏｎｏｆｐａｓｓｉｖｅＳＯＭ
Ｒｃｅｌｉｔ（１，１） １３７．０ 地表枯落物Ｃ／ＮＣ∶Ｎｒａｔｉｏｎｏｆａｂｏｖｅｇｒｏｕｎｄｌｉｔｔｅｒｓ
Ｒｃｅｌｉｔ（２，１） １３７．０ 土壤枯落物Ｃ／ＮＣ∶Ｎｒａｔｉｏｎｏｆｂｌｏｗｇｒｏｕｎｄｌｉｔｔｅｒｓ
植被参数 Ｖｅｇｅｔａｔｉｏｎｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
Ｐｒｄｘ（１） ２６０．０ 植物地上潜在生物量
Ｐｏｔｅｎｔｉａｌａｂｏｖｅｇｒｏｕｎｄｂｉｏｍａｓｓ（ｇ／ｍ２·月 Ｍｏｎｔｈ）
１９９６－２０００年植物生长季地上生物量月平均值（中国
科学院地理与资源研究所胡启武博士提供）Ｃｌｉｐｐｉｎｇ
ｙｉｅｌｄｄａｔａｃｏｌｅｃｔｅｄｆｒｏｍ４ｙｅａｒｓｓｔｕｄｙａｔＨａｉｂｅｉＳｔａｔｉｏｎ
（ＰｒｏｖｉｄｅｄｂｙＤｒ．ＨｕＱｉｗｕ，ＧｅｏｇｒａｐｈｙＳｃｉｅｎｃｅａｎｄＲｅ
ｓｏｕｒｃｅＩｎｓｔｉｔｕｔｅ，ＣＡＳ）
气候参数Ｃｌｉｍａｔｅｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
Ｐｒｅｃｉｐ（１） １．８ １－１２月平均降水量 Ｍｏｎｔｈｌｙａｖｅｒａｇｅｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｓ
ｆｒｏｍＪａｎｕａｒｙｔｏＤｅｃｅｍｂｅｒ（ｍｍ）
由１９６０－２００５年历年气象观测数据计算获得
Ｃａｌｃｕｌａｔｅｄｂｙｈｉｓｔｏｒｉｃａｌｗｅａｔｈｅｒｄａｔａｆｒｏｍ １９６０ｔｏ
２００５，ｗｈｉｃｈ ｗｅｒｅ ｍａｉｎｔａｉｎｅｄｂｙ ＣｌｉｍａｔｅＣｅｎｔｅｒｏｆ
ＱｉｎｇｈａｉＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＢｕｒｅａｕ
Ｐｒｅｃｉｐ（２） ４．３
Ｐｒｅｃｉｐ（３） １６．０
Ｐｒｅｃｉｐ（４） ３２．３
Ｐｒｅｃｉｐ（５） ６５．６
Ｐｒｅｃｉｐ（６） ７９．９
Ｐｒｅｃｉｐ（７） １０１．６
Ｐｒｅｃｉｐ（８） １０６．２
Ｐｒｅｃｉｐ（９） ８０．６
Ｐｒｅｃｉｐ（１０） ２７．９
Ｐｒｅｃｉｐ（１１） ４．８
Ｐｒｅｃｉｐ（１２） １．２
２６１ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１０） Ｖｏｌ．１９，Ｎｏ．２
续表１ Ｃｏｎｔｉｎｕｅｄ
参数名称
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ
参数值
Ｖａｌｕｅ
参数说明
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｄｅｓｃｒｉｐｔｉｏｎ
参数获取及输入
Ｐａｒａｍｅｔｅｒｏｂｔａｉｎｉｎｇａｎｄｉｎｐｕｔｔｉｎｇ
Ｔｍｘ２ｍ（１） －２．３ １－１２月份平均最高温度 Ｍｏｎｔｈｌｙａｖｅｒａｇｅｍａｘｉｍｕｍ
ａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓｆｒｏｍＪａｎｕａｒｙｔｏＤｅｃｅｍｂｅｒ（℃）
由１９６０－２００５年历年气象观测数据计算获得
Ｃａｌｃｕｌａｔｅｄｂｙｈｉｓｔｏｒｉｃａｌｗｅａｔｈｅｒｄａｔａｆｒｏｍ １９６０ｔｏ
２００５，ｗｈｉｃｈ ｗｅｒｅ ｍａｉｎｔａｉｎｅｄｂｙ ＣｌｉｍａｔｅＣｅｎｔｅｒｏｆ
ＱｉｎｇｈａｉＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＢｕｒｅａｕ
Ｔｍｘ２ｍ（２） １．０
Ｔｍｘ２ｍ（３） ５．６
Ｔｍｘ２ｍ（４） １０．９
Ｔｍｘ２ｍ（５） １４．８
Ｔｍｘ２ｍ（６） １７．５
Ｔｍｘ２ｍ（７） １９．５
Ｔｍｘ２ｍ（８） １９．１
Ｔｍｘ２ｍ（９） １５．０
Ｔｍｘ２ｍ（１０） １０．０
Ｔｍｘ２ｍ（１１） ３．４
Ｔｍｘ２ｍ（１２） －１．１
Ｔｍｎ２ｍ（１） －２１．３ １－１２月份平均最低温度 Ｍｏｎｔｈｌｙａｖｅｒａｇｅｍｉｎｉｍｕｍａｉｒ
ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓｆｒｏｍＪａｎｕａｒｙｔｏＤｅｃｅｍｂｅｒ（℃）
由１９６０－２００５年历年气象观测数据计算获得
Ｃａｌｃｕｌａｔｅｄｂｙｈｉｓｔｏｒｉｃａｌｗｅａｔｈｅｒｄａｔａｆｒｏｍ １９６０ｔｏ
２００５，ｗｈｉｃｈ ｗｅｒｅ ｍａｉｎｔａｉｎｅｄｂｙ ＣｌｉｍａｔｅＣｅｎｔｅｒｏｆ
ＱｉｎｇｈａｉＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＢｕｒｅａｕ
Ｔｍｎ２ｍ（２） －１７．３
Ｔｍｎ２ｍ（３） －１０．２
Ｔｍｎ２ｍ（４） －３．６
Ｔｍｎ２ｍ（５） ０．３
Ｔｍｎ２ｍ（６） ３．３
Ｔｍｎ２ｍ（７） ５．６
Ｔｍｎ２ｍ（８） ４．９
Ｔｍｎ２ｍ（９） ２．０
Ｔｍｎ２ｍ（１０） －３．９
Ｔｍｎ２ｍ（１１） －１２．７
Ｔｍｎ２ｍ（１２） －１９．４
２ 结果与分析
２．１ Ｃｅｎｔｕｒｙ模型验证
在模型平衡状态下，以实际观测的逐月平均最高、最低温度和平均降水量为驱动变量运行模型，得到２００３年
７月－２００５年７月高寒矮嵩草草甸土壤微生物呼吸月ＣＯ２－Ｃ通量模拟结果。高寒草甸土壤微生物呼吸ＣＯ２－
Ｃ通量模拟结果从总体变化趋势上与野外观测结果基本吻合（图１），均表现为单峰型季节变化特征。但部分物
候期ＣＯ２－Ｃ通量观测值与模拟值出现了一些偏离，如植物生长季５－９月野外观测值略高于模拟值，而枯黄期
１１－４月（翌年）则低于模拟值。分析原因，这可能是由于二者研究的土壤深度的不同和冬季积雪覆盖所共同引
起的结果。对模拟值与观测值进行回归分析表明（图２），二者具有较好的一致性，相关系数犚２＝０．８９（犘＜
０．０５）。说明Ｃｅｎｔｕｒｙ模型能够较好的反映高寒草甸土壤微生物呼吸ＣＯ２－Ｃ通量的实际变化，可以用来估测并
模拟高寒草甸土壤有机碳库储量及动态变化。
２．２ 高寒草甸土壤有机碳的积累及储量估测
自然状态下０～２０ｃｍ土壤有机碳从无积累到稳定状态的模拟结果表明（图３），高寒草甸土壤有机碳在经历
了最初的快速积累后，积累速率逐渐趋于缓和，最终达到并接近相对稳定状态。但由于土壤各有机碳组分性质的
差异，各碳库达到稳定状态的时间有所不同。由微生物及其代谢产物组成的活性土壤有机碳库和缓性土壤有机
碳库积累的时间相对较短，约１０００～３０００年后达到稳定。而由难分解土壤有机物质组成的惰性土壤有机碳库
３６１第１９卷第２期 草业学报２０１０年
在经历４０００～５０００年的积累过程后最终趋于稳定。稳定状态下０～２０ｃｍ土壤总有机碳储量约７５９７．５０～
７６９４．１０ｇＣ／ｍ２。其中活性、缓性和惰性土壤有机碳库约２０７．１０～２１７．４０，４４５０．３０～４４９３．９０和２９２２．８０～
２９９０．６０ｇＣ／ｍ２，分别占土壤有机碳总量的２．８０％，５８．５０％和３８．７０％。包括地下结构库和代谢库的土壤总碳
库约７６９９．７０～７７９８．５０ｇＣ／ｍ２，此模拟结果与文献报道的高寒草甸０～２０ｃｍ土壤总碳库储量实测值７４７４．００
和７７８０．８０ｇＣ／ｍ２ 基本接近［９，２０］。
图１ 高寒草甸土壤微生物呼吸犆犗２－犆通量季节变化动态
犉犻犵．１ 犛犲犪狊狅狀犪犾犱狔狀犪犿犻犮狅犳犆犗２－犆犳犾狌狓犲狊
犳狉狅犿狊狅犻犾犿犻犮狉狅犫犲狉犲狊狆犻狉犪狋犻狅狀犻狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑
图２ 高寒草甸土壤犆犗２－犆通量模拟值与观测值比较分析
犉犻犵．２ 犆狅犿狆犪狉犻狊犻狅狀狅犳狅犫狊犲狉狏犲犱犪狀犱狊犻犿狌犾犪狋犲犱
狊狅犻犾犆犗２－犆犳犾狌狓犻狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑
图３ 自然状态下高寒草甸０～２０犮犿土壤有机碳各组分库及土壤总碳库的积累
犉犻犵．３ 犃犮犮狌犿狌犾犪狋犻狅狀狊狅犳狊狅犻犾狋狅狋犪犾犮犪狉犫狅狀犪狀犱犳狉犪犮狋犻狅狀狊狅犳犛犗犆犪狋０狋狅２０犮犿
狊狅犻犾狆狉狅犳犻犾犲犻狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑狌狀犱犲狉狀犪狋狌狉犪犾犮狅狀犱犻狋犻狅狀
４６１ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１０） Ｖｏｌ．１９，Ｎｏ．２
２．３ 气候波动对高寒草甸土壤有机碳的影响
图４为１９６０－２００５年高寒草甸生态系统主要气候因子（年平均气温和降水量）的年际间波动曲线。可以看
出，４５年研究区气温的变化呈现波动性上升趋势，尤其是最近１０年这种趋势较为明显，其上升速率达１．５℃／１０
年。降水量的变化则表现为稳定的随机波动，波动范围在３８０～７３０ｍｍ，年平均值５２２．５０ｍｍ。
图４ 研究区１９６０－２００５年的年平均气温和降水量
犉犻犵．４ 犕犲犪狀犪狀狀狌犪犾犪犻狉狋犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲犪狀犱犿犲犪狀犪狀狀狌犪犾狆狉犲犮犻狆犻狋犪狋犻狅狀
犳狉狅犿１９６０狋狅２００５犪狋犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑狊犻狋犲
以１９６０－２００５年逐月气象观测资料输入模型，运行得到４５年来高寒草甸０～２０ｃｍ土壤有机碳及各组分库
动态变化模拟结果。过去４５年间高寒草甸０～２０ｃｍ土壤有机碳在总体变化趋势上表现为波动性缓慢上升趋势
（图５），但这种变化趋势在模拟的后期不显著，基本上呈小幅回落的趋势。整个模拟期，高寒草甸０～２０ｃｍ土壤
总有机碳的波动范围介于７６６０．２５～７６８４．０２ｇＣ／ｍ２。从土壤有机碳各组分的变化情况看，土壤有机碳的变化
主要是有机碳各组分波动变化的结果，其中以缓性土壤有机碳组分的影响最显著（狉＝０．８４５，犘＜０．０１）。对土壤
有机碳与气候因子（年均温度和降水量）进行的偏相关分析表明（表２），气候波动对土壤有机碳的影响主要与温
度变化引起的惰性土壤有机碳组分的变化有关，二者呈显著负相关（狉＝－０．５５６，犘＜０．０１）。但由于惰性有机碳
组分变化很小，因而土壤有机碳在总体变化趋势上与温度的相关性不显著。降水量的波动变化对土壤有机碳及
各组分的影响均不显著。
３ 讨论
土壤有机质变化是一个相对长期的过程，所以长期定位试验资料就显得特别重要，它可以提供有效的基础数
据对模型进行验证，进而模拟并接近土壤有机质变化的实际过程［２１］。草盛期５－９月观测结果略高于模拟值（图
１），这可能与研究时所考虑的土壤深度的不同有关，但由于模拟的土壤深度（０～２０ｃｍ）正好是高寒草甸土壤根系
和有机碳的集中分布区［２２］，所以二者在数值上的差异并不十分明显。枯黄期１１－４月（翌年）观测值又略有偏
低，且变化趋势与模拟结果相反，呈“Ｖ”形变化。根据海北站野外观测记录，冬季高寒草甸样地有积雪覆盖，厚度
约５～１０ｃｍ。据赵亮等［２３］的研究，积雪覆盖可通过影响表层土壤温度的变化，进而对微生物活性产生影响。以
５６１第１９卷第２期 草业学报２０１０年
图５ 过去４５年高寒草甸０～２０犮犿土壤有机碳及各组分库动态变化
犉犻犵．５ 犇狔狀犪犿犻犮狊狅犳犛犗犆犪狀犱犻狋狊犳狉犪犮狋犻狅狀狊犪狋０狋狅２０犮犿狆狉狅犳犻犾犲狊犻狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑狊犻狋犲犱狌狉犻狀犵狋犺犲狆犪狊狋４５狔犲犪狉狊
表２ 土壤有机碳与有机碳各组分及气候因子之间的偏相关分析
犜犪犫犾犲２ 犘犪狉狋犻犪犾犮狅狉狉犲犾犪狋犻狅狀犪狀犪犾狔狊犻狊犪犿狅狀犵狊狅犻犾狋狅狋犪犾犛犗犆，犻狋狊犳狉犪犮狋犻狅狀狊犪狀犱犮犾犻犿犪狋犲犳犪犮狋狅狉狊犻狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑狊犻狋犲
项目
Ｉｔｅｍｓ
活性ＳＯＣ
ＡｃｔｉｖｅＳＯＣ
缓性ＳＯＣ
ＳｌｏｗＳＯＣ
惰性ＳＯＣ
ＰａｓｓｉｖｅＳＯＣ
土壤总ＳＯＣ
ＴｏｔａｌＳＯＣ
年均均温度
Ａｎｎｕａｌｍｅａｎａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ
年均降水量
Ａｎｎｕａｌｍｅａｎｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ
活性ＳＯＣＡｃｔｉｖｅＳＯＣ －０．０３７ ０．０７９ ０．５０５ ０．０５４ ０．０４８
缓性ＳＯＣＳｌｏｗＳＯＣ ０．７８１ ０．８４５ ０．１１０ ０．０６１
惰性ＳＯＣＰａｓｓｉｖｅＳＯＣ ０．５８４ －０．５５６ ０．１９６
总ＳＯＣＴｏｔａｌＳＯＣ ０．１１６ ０．０８０
表示犘＜０．０１。Ｉｎｄｉｃａｔｅ犘＜０．０１．
ＣＯ２ 通量日变化为例，当地表无积雪时，凌晨ＣＯ２ 浓度有一个明显的上升趋势，而在积雪覆盖时没有这个阶段。
说明积雪覆盖明显地降低了冬季土壤ＣＯ２ 的释放速率。另外，对山前冲积扇阳坡无积雪或有少量积雪覆盖的高
寒灌丛裸地ＣＯ２ 释放速率观测时发现［２４］，冬季ＣＯ２ 的释放速率在１２－３月（翌年）有一个明显的上升过程，这与
Ｃｅｎｔｕｒｙ模拟的冬季高寒草甸土壤ＣＯ２－Ｃ通量变化趋势基本相似。由此可以看出，积雪覆盖是影响青藏高原
冬季土壤ＣＯ２ 通量的一个重要因子，也是本研究中模拟结果与观测结果在冬季出现数值及变化趋势上偏离的直
接原因。
草地群落土壤有机碳的来源主要是植物凋落物的输入，其大小取决于凋落物输入量和土壤有机质的分解释
放量。自然状态下高寒草甸土壤有机碳的积累不受人为因素的干扰，它在经历了初期的快速积累后，积累速率逐
渐趋于缓和，最终达到一个相对稳定的状态。稳定状态下模型运行的时间尺度，一般由惰性土壤有机碳库的积累
情况决定。就草地系统而言，多数研究认为土壤有机碳在经历３０００～５０００年后基本达到稳定［２５，２６］。从图３的
模拟结果看，高寒草甸土壤有机碳库在经历大约５０００年的缓慢积累后，基本达到或接近稳定，但这种趋势在更
长的时间尺度上（１００００年）表现的更明显，土壤有机碳，尤其是惰性有机碳组分的变化也更为稳定。稳定状态
６６１ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１０） Ｖｏｌ．１９，Ｎｏ．２
下，０～２０ｃｍ土壤总碳库约７６９９．７０～７７９８．５０ｇＣ／ｍ２，其中有机碳储量约７５９７．５０～７６９４．１０ｇＣ／ｍ２。从各
有机碳组分在土壤有机碳库中分配的比例分析，缓性和惰性土壤有机碳组分是高寒草甸土壤有机碳库的主体，约
占总有机碳储量的９７．２０％。气候变化（温度和降水量）对土壤有机碳影响主要通过改变土壤植物残体的输入量
和土壤有机物质的分解速率，进而对现有土壤有机碳平衡产生影响。但不同气候带土壤有机碳的变化亦有差异。
根据周涛等［２７］的研究结果，在年均温≤１０℃的区域，土壤有机碳与温度呈较大的负相关，与降水量呈正相关。海
北站地区地处青藏高原腹地，温度和降水是影响该地区土壤有机碳变化的主要限制性因子。从研究区温度和降
水量的多年变化分析，４５年来高寒草甸区年均温度呈波动性缓慢上升趋势，而降水量的变化趋势不明显，基本上
呈振幅较为稳定的随机波动。对土壤有机碳与气候因子（年均温度和降水量）进行的偏相关分析表明，气候波动
对土壤有机碳的影响主要与温度变化引起的惰性土壤有机碳库的变化有关，二者呈显著负相关关系。但整个模
拟期惰性有机碳组分的变化量很小，因而土壤有机碳在总体变化趋势上与温度的相关性不显著。降水量对土壤
有机碳及有机碳各组分的影响不显著。说明青藏高原高寒草甸生态系统具有较高的稳定性。
致谢：本研究在资料获取时得到了中国科学院西北高原生物研究所曹广民研究员、青海省气候资料中心朱尽文主
任和青海省林业局任永禄处长的帮助，在此表示感谢。
参考文献：
［１］ ＡｔｊａｙＣＬ，ＫｅｔｎｅｒＰ，ＤｕｖｉｇｎｅａｕｄＰ．Ｔｅｒｒｅｓｔｒｉａｌｐｒｉｍａｒｙｐｒｏｄｕｃｔｉｏｎａｎｄｐｈｙｔｏｍａｓｓ［Ａ］．ＢｏｌｉｎＢ，ＤｅｇｅｎｓＥＴ，ＫｅｍｐｅＳ，犲狋
犪犾．ＴｈｅＧｌｏｂａｌＣｙｃｌｅ［Ｍ］．ＪｈｏｎＷｉｌｅｙａｎｄＳｏｎｓ，Ｃｈｉｃｈｅｓｔｅｒ，１９７９：１２９１８１．
［２］ ＣａｒｔｅｒＡＴ，ＳｃｈｏｌｅｓＲＪ．Ｓｐａｔｉａｌｇｌｏｂａｌｄａｔａｂａｓｅｏｆｓｏｉｌｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ［Ａ］．ＩＧＢＰＧｌｏｂａｌＳｏｉｌＤａｔａＴａｓｋＣＤＲＯＭ［Ｃ］．Ｉｎｔｅｒｎａ
ｔｉｏｎａｌＧｌｏｂａｌｂｉｏｓｐｈｅｒｅＰｒｏｇｒａｍｅ（ＩＧＢＰ）ＤａｔａＩｎｆｏｒｍａｔｉｏｎＳｙｓｔｅｍｓ，Ｔｏｕｌｏｕｓｅ，Ｆｒａｎｃｅ，２０００．
［３］ 中华人民共和国农业部畜牧兽医司，全国畜牧兽医总站．中国草地资源［Ｍ］．北京：中国科学技术出版社，１９９６．
［４］ ＮｉＪｉａｎ．ＣａｒｂｏｎｓｔｏｒａｇｅｉｎｇｒａｓｓｌａｎｄｏｆＣｈｉｎａ［Ｊ］．ＪｏｕｒｎａｌｏｆＡｒｉｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｓ，２００２，５０：２０５２１８．
［５］ 耿远波，董云社，齐玉春．草地生态系统碳循环研究评述［Ｊ］．地理科学进展，２００４，２３（３）：７４８０．
［６］ 张金霞，曹广民，周党卫，等．高寒矮嵩草草甸大气－土壤－植被－动物系统碳素储量及碳素循环［Ｊ］．生态学报，２００３，
２３（４）：６２７６３４．
［７］ 王根绪，程国栋，沈永平．青藏高原草地土壤有机碳库及其全球意义［Ｊ］．冰川冻土，２００２，２４（６）：６９３７００．
［８］ 李月梅，曹广民，王跃思，等．开垦对海北高寒草甸土壤有机碳的影响［Ｊ］．生态学杂志，２００６，２５（８）：９１１９１５．
［９］ 李月梅，王跃思，曹广民，等．开垦对高寒草甸土壤有机碳影响的初步研究［Ｊ］．地理科学进展，２００５，２４（６）：５９６５．
［１０］ 陶贞，沈承德，高全洲，等．高寒草甸土壤有机碳储量和ＣＯ２ 通量［Ｊ］．中国科学（Ｄ辑：地球科学），２００７，３７（４）：５５３５６３．
［１１］ 王长庭，王启兰，景增春，等．不同放牧梯度下高寒小嵩草草甸植被根系和土壤理化特征的变化［Ｊ］．草业学报，２００８，
１７（５）：９１５．
［１２］ 高鲁鹏，梁文举，姜勇，等．利用ＣＥＮＴＵＲＹ模型研究东北黑土有机碳动态变化Ⅰ．自然状态下土壤有机碳的积累［Ｊ］．应
用生态学报，２００４，１５（５）：７７２７７６．
［１３］ ＰａｒｔｏｎＷＪ，ＳｃｈｉｍｅｌＤＳ，ＣｏｌｅＣＶ，犲狋犪犾．ＡｎａｌｙｓｉｓｏｆｆａｃｔｏｒｓｃｏｎｔｒｏｌｉｎｇｓｏｉｌｏｒｇａｎｉｃｍａｔｔｅｒｌｅｖｅｌｓｉｎＧｒｅａｔＰｌａｉｎｓＧｒａｓｓｌａｎｄ［Ｊ］．
ＳｏｉｌＳｃｉｅｎｃｅｏｆＡｍｅｒｉｃａｎＪｏｕｒｎａｌ，１９８７，５１：１１７３１１７９．
［１４］ ＰａｒｔｏｎＷＪ．ＴｈｅＣＥＮＴＵＲＹｍｏｄｅｌ［Ａ］．Ｉｎ：ＰｏｗｌｓｏｎＤＳ，ＳｍｉｔｈＰ，ＳｍｉｔｈＪＶ．ＥｖａｌｕａｔｉｏｎｏｆＳｏｉｌＯｒｇａｎｉｃＭａｔｔｅｒＭｏｄｅｌｓ
ＵｓｉｎｇＥｘｉｓｔｉｎｇＬｏｎｇｔｅｒｍＤａｔａｓｅｔｓ，ＮＡＴＯＡＳＩＳｅｒｉｅｓ．Ⅰ（Ｖｏｌ．３８）［Ｍ］．Ｈｅｉｄｅｌｂｅｒｇ：ＳｐｒｉｎｇｅｒＶｅｒｌａｇ，１９９３：２８３２９３．
［１５］ 周兴民．中国嵩草草甸［Ｍ］．北京：科学出版社，２００１．
［１６］ 韩冰，王效科，欧阳志云，等．辽宁省农田土壤碳库分布及变化的模拟分析［Ｊ］．生态学报，２００３，２３（７）：１３２１１３２７．
［１７］ 李东，曹广民，吴琴，等．海北高寒灌丛草甸生态系统ＣＯ２ 释放速率的季节变化规律［Ｊ］．草业科学，２００５，２２（５）：４９．
［１８］ 胡启武，曹广民，吴琴，等．草盛期不同类型高寒草甸ＣＯ２ 释放速率的比较研究［Ｊ］．地理学报（英文版），２００４，１４（２）：
１５９１６６．
［１９］ 吴琴，曹广民，胡启武，等．矮嵩草草甸土壤植被系统ＣＯ２ 释放的初步研究［Ｊ］．资源科学，２００５，２：９６１０２．
［２０］ 王文颖，王启基，王刚．高寒草甸土壤退化及恢复重建对土壤碳氮含量的影响［Ｊ］．生态环境，２００６，１５（２）：３６２３６６．
７６１第１９卷第２期 草业学报２０１０年
［２１］ 陈义，王胜佳，吴春艳，等．稻田土壤有机碳平衡及其数学模拟研究［Ｊ］．浙江农业学报，２００６，１６（１）：１６．
［２２］ 孙飞达，龙瑞军，蒋文兰，等．三江源不同鼠洞密度下高寒草甸植被群落生物量和土壤容重特性研究［Ｊ］．草业学报，２００８，
１７（５）：１１１１１６．
［２３］ 赵亮，徐世晓，伏玉玲，等．积雪对藏北高寒草甸ＣＯ２ 及水气通量的影响［Ｊ］．草地学报，２００５，１３（３）：２４２２４７．
［２４］ 李东，曹广民，胡启武，等．高寒灌丛草甸生态系统ＣＯ２ 释放的初步研究［Ｊ］．草地学报，２００５，１３（２）：１４４１４８．
［２５］ 李凌浩．土地利用变化对草地生态系统碳贮量的影响［Ｊ］．植物生态学报，１９９８，２２（４）：３００３２０．
［２６］ 田玉强．青藏高原生态系统土壤有机质累积及其对气候变化的响应［Ｄ］．北京：中国科学院地理科学与资源研究所，２００６．
［２７］ 周涛，培军，王绍强．气候变化及人类活动对中国土壤有机碳储量的影响［Ｊ］．地理学报，２００３，５８（５）：７２７７３４．
犕狅犱犲犾犻狀犵犱狔狀犪犿犻犮狊狅犳狊狅犻犾狅狉犵犪狀犻犮犮犪狉犫狅狀犻狀犪狀犪犾狆犻狀犲犿犲犪犱狅狑犲犮狅狊狔狊狋犲犿
狅狀犙犻狀犵犺犪犻－犜犻犫犲狋犪狀犘犾犪狋犲犪狌狌狊犻狀犵狋犺犲犆犲狀狋狌狉狔犿狅犱犲犾
ＬＩＤｏｎｇ１，２，ＨＵＡＮＧＹａｏ１，ＷＵＱｉｎ３，ＭＩＮＧＺｈｕ４，ＪＩＮＤａｉｙｉｎｇ２
（１．ＣｏｌｅｇｅｏｆＲｅｓｏｕｒｃｅａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌＳｃｉｅｎｃｅ，ＮａｎｊｉｎＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎａｎｊｉｎｇ２１００９５，Ｃｈｉｎａ；
２．ＦｏｒｅｓｔＲｅｓｏｕｒｃｅｓａｎｄＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔＤｅｐａｒｔｍｅｎｔ，ＱｉｎｇｈａｉＦｏｒｅｓｔＢｕｒｅａｕ，Ｘｉｎｉｎｇ８１０００８，Ｃｈｉｎａ；
３．ＣｏｌｅｇｅｏｆＧｅｏｇｒａｐｈｙａｎｄｔｈｅＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎ，ＪｉａｎｇｘｉＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎａｎｃｈａｎｇ３３００２２，
Ｃｈｉｎａ；４．ＤｅｐａｒｔｍｅｎｔｏｆＬａｎｄｓｃａｐｅＡｒｃｈｉｔｅｃｔｕｒｅ，ＳｏｕｔｈｗｅｓｔＦｏｒｅｓｔｒｙ
Ｃｏｌｅｇｅ，Ｋｕｎｍｉｎｇ６５０２２４，Ｃｈｉｎａ）
犃犫狊狋狉犪犮狋：Ａｗｉｄｅｌｙｕｓｅｄｍｏｄｅｌ，Ｃｅｎｔｕｒｙ，ｗａｓｕｓｅｄｔｏｓｉｍｕｌａｔｅｔｈｅｓｅａｓｏｎａｌｄｙｎａｍｉｃｓｏｆｃａｒｂｏｎｆｌｕｘｅｓｆｒｏｍｓｏｉｌ
ｍｉｃｒｏｂｅｒｅｓｐｉｒａｔｉｏｎｉｎａｌｐｉｎｅ犓狅犫狉犲狊犻犪犺狌犿犻犾犻狊ｍｅａｄｏｗａｔＨａｉｂｅｉｒｅｓｅａｒｃｈｓｔａｔｉｏｎ，ＣＡＳ．Ｍｏｎｔｈｌｙｍａｘｉｍｕｍ
ａｎｄｍｉｎｉｍｕｍａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓａｎｄｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌｄａｔａａｔＭｅｎｙｕａｎｗｅａｔｈｅｒｓｔａｔｉｏｎｉｎ
Ｑｉｎｇｈａｉｐｒｏｖｉｎｃｅｗｅｒｅｕｓｅｄｔｏｄｒｉｖｅｔｈｅｍｏｄｅｌ．Ｃａｒｂｏｎ，ｎｉｔｒｏｇｅｎａｎｄｃｅｌｕｌｏｓｅｃｏｎｔｅｎｔｓｗｅｒｅｕｓｅｄｔｏｉｎｉｔｉａｌｉｚｅ
ｔｈｅＣｅｎｔｕｒｙｍｏｄｅｌ，ａｎｄａｌｐａｒａｍｅｔｅｒｓｒｅｌａｔｅｄｔｏｔｈｅｍｏｄｅｌｗｅｒｅｂａｓｅｄｏｎｄａｔａｆｒｏｍｐｕｂｌｉｓｈｅｄｄｏｃｕｍｅｎｔｓ．Ｔｈｅ
ｏｂｓｅｒｖｅｄｖｅｒｓｕｓｓｉｍｕｌａｔｅｄＣＯ２－Ｃｅｆｆｌｕｘｇａｖｅ犚２＝０．８９（犘＜０．０５）ｗｉｔｈａｌ ｍｏｎｔｈｓｉｎｃｌｕｄｅｄｉｎｔｈｅａｎａｌｙｓｉｓ．
Ｔｈｅ０ｔｏ２０ｃｍＳＯＣｌｅｖｅｌａｔｅｑｕｉｌｉｂｒｉｕｍｗａｓａｂｏｕｔ７，５９７．５０－７，６９４．１０ｇＣ／ｍ２，ｗｉｔｈｔｈｅａｃｔｉｖｅ，ｓｌｏｗａｎｄ
ｐａｓｓｉｖｅＳＯＣｐｏｏｌｓｉｚｅｓａｂｏｕｔ２．８０％，５８．５０％ａｎｄ３８．７０％ｏｆｔｈｅｔｏｔａｌＳＯＣ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．Ｔｈｅｆｏｌｏｗｉｎｇｓｉｍｕ
ｌａｔｉｏｎｒｅｓｕｌｔｅｄｉｎｓｔａｂｌｅｆｌｕｃｔｕａｔｉｏｎｃｈａｎｇｅｉｎＳＯＣ，ｗｈｉｃｈｗａｓｍａｉｎｌｙｃａｕｓｅｄｂｙｆｌｕｃｔｕａｔｉｏｎｓｏｆｉｔｓｆｒａｃｔｉｏｎｓ．
ＴｈｅｉｍｐａｃｔｓｏｆｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅｓｏｎｓｏｉｌＳＯＣｗａｓｍａｉｎｌｙｒｅｌａｔｅｄｔｏｓｏｉｌｐａｓｓｉｖｅＳＯＣ，ａｎｄａｎｅｇａｔｉｖｅｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎ
ｅｘｉｓｔｅｄｂｅｔｗｅｅｎｍｅａｎａｎｎｕａｌａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｐａｓｓｉｖｅＳＯＣｐｏｏｌｓｉｚｅ，ｗｉｔｈｔｈｅｐａｒｔｉａｌｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔ
ｏｆ－０．５４８（犘＜０．０１）．ＰｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｓｈａｄｎｏｅｆｆｅｃｔｓｏｎＳＯＣｏｒｉｔｓｆｒａｃｔｉｏｎｓｏｖｅｒｔｈｅｅｎｔｉｒｅｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｐｅｒｉｏｄｏｆ
ａｂｏｕｔ４５ｙｅａｒｓ．
犓犲狔狑狅狉犱狊：ａｌｐｉｎｅｍｅａｄｏｗ；ＳＯＣｄｙｎａｍｉｃ；Ｃｅｎｔｕｒｙｍｏｄｅｌ；Ｑｉｎｇｈａｉ－ＴｉｂｅｔａｎＰｌａｔｅａｕ
８６１ ＡＣＴＡＰＲＡＴＡＣＵＬＴＵＲＡＥＳＩＮＩＣＡ（２０１０） Ｖｏｌ．１９，Ｎｏ．２