紅壤侵蝕地馬尾松林恢復后土壤有機碳庫動態

何圣嘉，謝錦升，曾宏達，田 浩，周艷翔，胥 超，呂茂奎，楊玉盛

(濕潤亞熱帶山地生態國家重點實驗室培育基地，福建師范大學，福州 350007)

近年來，退化地造林已成為國際上普遍用于保護土壤，阻止荒漠化，并增加土壤碳吸存的一個方法，而由此新產生的巨大碳匯對緩解今后大氣CO2濃度升高、減緩全球氣候變化具有重要意義［1］。隨著土地利用/覆被變化對陸地生態系統碳通量的影響成為全球碳循環與氣候變化的一大研究熱點，圍繞土地利用變化對土壤碳庫影響的研究在全球范圍內得到了廣泛的開展［2］，但有關侵蝕退化地植被恢復對土壤有機碳影響的研究仍相對匱乏［3］。土壤有機碳儲量是土壤中動植物殘體等有機物質的輸入與損失之間的動態平衡［4］，是一個受氣候、植被、土壤性狀、土地利用變化等因素綜合影響的動態變化過程。因此，基于土壤有機碳庫靜態基礎上的研究并不能很好地反映土壤有機碳庫的動態變化，而土壤有機碳模型將是唯一可能的方法［5］。以洛桑實驗站100多年長期定位試驗數據為基礎而建立的RothC模型，所需參數較少，且易獲取，是目前世界上影響較大的土壤碳循環機理模型之一。由于受土壤類型、氣候和土地利用變化等因素的限制，RothC模型在對熱帶土壤濕度和作物覆蓋對有機質分解速度影響［6］、水稻土有機碳變化的預測［7］及土地利用變化引起土壤有機碳驟降情況的模擬［8］可能存在相對較大的偏差;但就整體而言，RothC模型成功地模擬了世界不同地區耕地、草地以及林地土壤有機碳的周轉［8-11］，能夠較為準確地反映土壤有機碳的變化趨勢。

自20世紀80年代以來，長期的水土保持生態恢復工作使得南方紅壤侵蝕區恢復了大面積的馬尾松，在改善當地生態環境、增加林業碳匯等方面成效顯著。然而，由于當前有關南方紅壤侵蝕區馬尾松生態恢復后土壤有機碳庫動態的研究甚少，導致在對馬尾松水土保持林作效益評價時往往缺少對其碳匯效益的評估［12］。本研究以RothC模型為主要研究手段，旨在研究紅壤侵蝕地馬尾松恢復過程中土壤有機碳的動態變化，以期為RothC模型在該地區適用性問題和今后水土保持生態恢復工作及其相應林地碳增匯評價提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區與試驗地概況

長汀縣河田鎮地處福建西南部汀江上游，東經 116°18'—116°31'，北緯 25°33'—25°48'，海拔 300—500m，屬中亞熱帶季風氣候區，年均降雨量、蒸發量分別為1700mm和1403mm;年平均氣溫17.5—19.2℃。土壤主要為燕山運動早期形成的中粗粒花崗巖發育的紅壤，可蝕性較高，原有地帶性植被(常綠闊葉林)基本破壞殆盡，現以馬尾松(Pinus massoniana)次生林和人工林為主。該鎮的水土流失面積為13586.8 hm2，約占全鎮土地面積的 46.7%(2003 年調查資料)［12］。

本研究中涉及的試驗樣地包括:(1)植被恢復前對照區，分別于河田鎮的游屋背、馬坑壟以及石官凹、科教園及烏石崠附近未采取生態恢復措施侵蝕退化地設置對照;對照區的土壤侵蝕一般達強度以上，林地表層土壤流失殆盡，淀積層出露，地表植被以稀疏的馬尾松小老頭樹和少量芒萁(Dicranopteris dichotoma)、野古草(Arundinclla setosa)為主;表層(0—20cm)土壤有機質含量為1.4—5.3g/kg，馬尾松平均胸徑和樹高分別為4.3—6.6cm 與3.1—4.6cm，平均林分密度為611 株/hm2，林下植被蓋度小于0.6，有的甚至低于0.3。(2)侵蝕地恢復治理馬尾松樣地概況見表1。

1.2 樣地布設與采樣分析

于2011年7月在每個試驗地設立3個20m×20m的標準地，分別進行本底和生物量調查。在每個標準地的上、中、下坡各布設一個樣點，調查深度為1m土壤剖面的特征，進行分層取樣，用環刀法測定土壤的容重和含水量。除此之外，為使表層0—20cm土壤樣品更加具有代表性，用內徑為5cm的土鉆在每個標準地內根據隨機、等量、多點混合的原則，選取10個點按0—10和10—20cm進行分層取樣。用濃硫酸-重鉻酸鉀外加熱氧化法測定土壤有機碳含量［13］。

表1 研究樣地基本概況Table 1 Basic situation of study area

1.3 RothC 模型

RothC模型是依據洛桑實驗站100多年長期定位試驗數據建立的，是目前世界上影響較大的土壤碳循環機理模型之一;該模型根據土壤有機碳的分解速率將土壤有機碳庫劃分為4個活性碳庫(易分解植物殘體(DPM)、難分解植物殘體(RPM)、微生物生物量(BIO)、腐殖質(HUM))和1個惰性碳庫(IOM)，各分庫有機碳的分解周轉見圖1。

圖1 RothC模型結構圖［14］Fig.1 The structure of the Rothamsted Carbon Model

1.4 參數輸入

1.4.1 氣象數據

RothC 26.3模型所需的氣象數據包括月平均溫度、月平均降雨量和蒸發量(由長汀縣氣象局提供，為1951—1990近40年逐月平均值)(表2)。

1.4.2 土壤及管理數據

過去一些研究［15-17］表明本研究區未治理侵蝕退化地表層(0—20cm)土壤有機碳儲量大致為3.29—3.83 tC/hm2，與本研究中游坊屋背樣地表層碳儲量(3.61 tC/hm2)較為接近，故以此為整個研究區馬尾松恢復前侵蝕地碳儲量的背景值，作為模型模擬的起始點，運用模型逆向運行計算得到各分庫的初始值。造林后的具體措施主要參考之前相關研究以及長汀縣2005、2007、2008植被恢復工程施工設計，然鑒于水東坊馬尾松樣地的歷史資料相對完整，故以此作為治理初期的管理措施:每666.7m2施粗垃圾1000 kg，豬糞375 kg，鈣鎂磷肥25 kg，硼砂1 kg，并于種植前施碳銨25kg，過磷酸鈣11.5 kg;造林成活后追肥兩次，每次每666.7m2施1.5kg尿素，并于第2年追施尿素5kg，第3年追施磷酸鈣10kg，碳銨10kg。

表2 研究區氣象數據Table 2 Climate data of study area

DPM/RPM為輸入植物殘體中易分解有機物質與難分解有機物質的比例，DPM/RPM的值越小，表示輸入有機碳的分解越緩慢。然而，由于一些客觀原因本研究沒有對該指標進行實測，故采用模型的預設值0.25(落葉林地)。樣地土壤年植物殘體的輸入量則通過以植被較差的侵蝕地(游屋背)為背景，在已知土壤有機碳的情況下，運用模型逆向運行的功能計算維持該有機碳水平所需的有機碳數量輸入量，之后則以實測樣地的植物殘體輸入量為基礎，結合馬尾松林年凋落物量與林齡、胸徑、樹高的關系方程［18］按比例推算樣地每年通過植物殘體輸入的有機碳量。然而，將實測的 IOM數據與用 Falloon等［18］提出的經驗公式(IOM=0.049TOC1.139)比較發現，用以上公式計算得到的IOM值僅為實測值的16%—56%。之前Xu［20］與Leifeld［21］的研究中同樣也存在類似的現象。故本研究用實測的IOM代替模型模擬得到的初始IOM值，并根據以下公式，對年植物殘體輸入量進行了校正［20］。

式中，M0和M1分別表示原先計算得到的年植物殘體輸入量和校正后的年植物殘體輸入量。本研究中RothC 26.3模型所用到的土壤數據及其他數據見表3。

表3 模型所需土壤及其他數據Table 3 Soil and other data required by the model

1.5 數據分析與模擬結果評價

采用Excel2003與SPSS17.0進行統計和數據分析。利用均方根誤差(RMSE)、平均誤差(M)、模擬效率值(EF)和決定系數(CD)對模型模擬結果進行評價。

2 結果分析與討論

2.1 模型校正與結果評價

本研究中利用伯湖、石官凹、烏石崠、水東坊馬尾松樣地表層土壤的實測有機碳數據(包括歷史數據，見表4)對RothC 26.3模型進行了校正，然后用科教園、游坊、八十里河、露湖的實測數據(含部分歷史數據，表4)對模型短期模擬結果進行檢驗，模型模擬結果評價指標計算結果詳見表5。

從表4可以看出，馬尾松恢復過程中0—20cm土層有機碳儲量短期和長期模擬的r都在0.9(P＜0.01)以上，模型模擬值與實測值之間表現出高度正相關;而根據模擬結果和實測值計算得到的平均誤差(M)較小，意味著模擬結果的整體偏差(一致性誤差)較小。然而，由于M的計算公式中不包含平方項，使得高于實測值或者低于實測值所產生的偏差可以相互抵消，容易忽略數據間非一致性偏差。CD值表示模擬值能夠解釋觀測值總體方差的比例，其值大于1表示模擬值能夠較實測均值更好地描述實測數據。均方根誤差(RMSE)通常可直接用于不同模型模擬結果中誤差大小的比較，其值越小表示模擬精度越高。總體來看，兩個模擬過程中RMSE都要小于20%(表3—表6)，且土壤有機碳儲量長期模擬的RMSE值接近10%，可見模擬預測值與實測值之間達到了較高的一致性;與此同時，模擬效率值(EF)都達到了0.7以上則表明模型的模擬效果較好。

表4 模型校正及驗證數據Table 4 Calibration and verification data of the model

表5 模擬值與實測值比較分析Table 5 Comparative analysis of simulated and measured values

2.2 生態恢復過程中土壤碳庫動態

過去紅壤侵蝕退化地馬尾松恢復過程中土壤有機碳庫動態的反演(短期模擬)結果如圖2所示。在短期模擬的基礎上，以封禁治理26a的水東坊馬尾松樣地為背景，假設氣候、植物殘體輸入量等因子不變，對侵蝕退化地植被(馬尾松)建植后，在不受人為干擾的情況下，向當地頂級群落(次生林)演替過程中表層土壤有機碳儲量的變化進行模擬(圖3)，并對為期180a的模擬結果進行回歸分析，得出了馬尾松林表層土壤有機碳儲量與其恢復年限的相對關系方程(圖4):

式中，x為恢復年限(a)，y為有機碳儲量(tC/hm2)。

在本研究中，由于在造林前對侵蝕退化地施用了基肥(使侵蝕地0—20cm土層有機碳儲量已經由原先的3.61tC/hm2迅速上升至 7.68tC/hm2)，而后又在造林成活后的前幾年又進行了多次追肥，從而使侵蝕退化地在馬尾松林恢復6—7a后，其林地土壤碳儲量便表現出凈積累(圖2)。由于造林前的頻繁整地將有效促進土壤有機質的分解，導致土壤有機碳損失;加之馬尾松林建植初期林下植被的匱乏，造林整地容易引發較為嚴重的水土流失，進一步造成土壤有機碳的大量流失;再者，因為造林初期喬木層與根系的生物量都較小，使得土壤凋落物與死亡根系的輸入量不足以維持當前土壤有機碳水平，故最終導致馬尾松林地土壤有機碳儲量在造林后的前2a持續下降(下降速率約0.738 tC·hm-2·a-1)(圖2)，但隨著馬尾松幼林的快速生長和林下植被的恢復，林地凋落物輸入量快速增加，造林后第3年表層土壤有機碳儲量開始出現凈增長(圖2，表6);但與造林前通過堆肥等措施后土壤有機碳儲量水平相比，馬尾松林恢復后前5a，林地表層土壤的平均碳吸存速率為-0.104 tC/hm2(表現為碳源)，下降幅度達6.78%(表6)，顯著高于Paul等［23］報道的全球造林后的前5a土壤有機碳流失水平(3.64%)。

圖2 侵蝕地馬尾松恢復后土壤有機碳庫動態變化Fig.2 Dynamic of soil organic carbon in erosive land during the restoration of Pinus massoniana

圖3 長期演替土壤有機碳儲量動態模擬Fig.3 Simulation for dynamic of soil organic carbon during long succession

圖4 土壤有機碳動態模擬結果回歸分析Fig.4 Regression analysis of simulation results of soil organic carbon dynamics

根據圖5可以看出，侵蝕退化地在馬尾松林建植后15—25a內，林地表層土壤的碳吸存速率以非線性的形式增加，并達到最大值(約0.5—0.6 tC·hm-2·a-1);而馬尾松建植后30年內表層土壤碳的平均積累速率約為0.385 tC·hm-2·a-1，略高于之前Post和Kwon［1］報道的重新建植的森林土壤碳的平均累積速率0.338 tC·hm-2·a-1。而在向當地頂級群落演替過程中，表層土壤碳吸存的速率隨恢復時間的變化關系表現為類似于拋物線的形式，長期平均碳吸存速率約為0.156 tC·hm-2·a-1。凋落物中的各個組分對林地養分歸還的貢獻有著較大的差別，其中凋落的針葉對馬尾松林地養分歸還的影響最大［24］，頻繁的清除林下凋落物(特別是松針)將直接減少土壤有機物質和養分的輸入量。由于無法統計歷史上這類人為干擾的頻數與強度，故本研究中沒有排除這一人為干擾，可能使模擬結果存在一定的高估，造成估算得到的碳吸存量及壤碳吸存速率偏大。但就整體而言，RothC 26.3模型還是較好地模擬了侵蝕退化紅壤馬尾松恢復后林地表層土壤有機碳庫的動態變化。

表6 植被恢復后前5年0—20cm土層碳庫動態Table 6 Dynamic of 0—20cm soil organic carbon in first 5 years after restoration

圖5 恢復過程中表層土壤凈碳吸存量及固碳速率變化Fig.5 Quantity and rate of net carbon sequestration in topsoil during the restoration

2.3 林地土壤碳匯效益及固碳潛力評價

土壤碳吸存的速率、碳庫的大小及質量通常取決于氣候、土壤、樹種、凋落物的性質等因子的綜合作用，而土壤碳吸存速率在時間尺度上變化表現為非線性［25］，也就意味著土壤中所能固定的碳并非無限增加的，而是存在一個最大固持量，即碳飽和水平［26］。直接外推法和模型法是目前有關土地利用∕覆被變化后土壤碳匯效益及固碳潛力評價的主要手段。本研究以未經治理的侵蝕退化地(CK1)為對照，根據直接外推法計算了侵蝕退化地馬尾松植被恢復過程中的碳匯效益;根據之前得到的馬尾松林表層土壤有機碳儲量與其恢復年限的相對關系方程計算出0—20cm土層碳吸存達到平衡時所需的時間(約184a)和碳儲量(36.85 tC/hm2)，并以此為得到不同恢復階段土壤的固碳潛力和最大固碳潛力(33.26 tC/hm2)(表7)。整個演替過程中表層土壤的碳匯量及固碳潛力的計算公式如下:

式中，SCS為0—20cm土層碳匯量(tC/hm2)，x為馬尾松治理恢復年限(a)，ck1為侵蝕裸地(游坊屋背)表層(0—20cm)有機碳儲量(tC/hm2);SOCbalance為平衡時土壤碳儲量(tC/hm2)，SOC為當前土壤碳儲量(tC/hm2)。

表7 侵蝕退化地馬尾松恢復過程中表層土壤碳匯及固碳潛力Table 7 Carbon sink and sequestration potential of topsoil during the restoration

根據表7可以發現，侵蝕退化地在馬尾松恢復20a內，林地0—20cm土層對碳的固持量比治理前凈增了10 tC/hm2，而在接下來的25a內的平均碳吸存速率下降為0.372 C·hm-2·a-1，碳匯量從20 tC/hm2上升至30 tC/hm2所需的時間約為67a，特別是從當土壤有機碳儲量接近飽和時，表層土壤碳匯量增加3.26 tC/hm2(從30 tC/hm2上升為33.26 tC/hm2)所需的時間更是長達74a左右。由此可見，當土地利用方式或者土地管理措施發生變化后，土壤碳吸存的速率通常可以在短期內達到最大值［27］;具體表現為土壤有機碳水平越低(與飽和水平的差距越大)，土壤碳更為容易快速積累，且隨著土壤有機碳的不斷增加(與飽和水平的差距不斷縮小)，土壤對有機碳的固持能力不斷下降［25］;特別是當土壤有機碳含量接近甚至達到飽和容量時，即便有外源碳的輸入，土壤有機碳庫亦不再增加［28］。

然而，土壤有機碳水平只是該地區天然條件(生產力、水分狀況、溫度等)下碳輸入與損耗的平衡狀態的反映，但并不是該地區土壤有機碳儲量上限的體現［26］。因此，當外界條件發生改變(如:氣候變化等)，將影響土壤有機碳的平衡水平。目前國際上用于土壤有機碳動態模擬的模型基本是以一級動力學方程為基礎來模擬土壤中各個分庫(模型概念庫)有機質的分解，這也就意味著土壤達到平衡時的有機碳儲量與外源碳的輸入量具有線性關系;盡管這些模型對有機碳水平在中等以下的土壤的碳動態的模擬效果較好，但隨著外源碳輸入的提高，可能會使有機碳周轉模型過高地估計土壤真正的固碳能力。正是基于土壤有機碳周轉模型可能存在的不足，West［28］和Stewart［29］認為當土壤有機碳水平與其飽和值之間的差距較大時，采用一級動力學方程可以較好地實現土壤有機碳動態變化的模擬預測，但當土壤有機碳儲量逼近碳平衡點時，用漸近線方程代替一級動力學方程可以更好地模擬碳庫動態。本研究中對侵蝕退化地馬尾松恢復過程中林地土壤碳平衡點的估算是建立在有機碳輸入量、分解速率、氣候條件等不變、以及沒有人為干擾破壞的前提下進行的。特別是氣候條件的改變，將直接或者間接地影響外源碳的輸入及土壤有機碳的分解，對土壤有機碳儲量飽和容量的模擬預測造成一些不確定的影響，需今后進一步研究;由于研究過程中忽略了一些實際存在的人為干擾和破壞，將低估侵蝕地馬尾松演替過程中土壤碳儲量達到飽和點所需的時間。

3 結論

(1)RothC 26.3模型可以較好的模擬紅壤侵蝕退化地馬尾松恢復過程中0—20cm土層有機碳庫的動態變化，短期模擬和長期模擬都較好地反映了植被恢復過程中土壤有機碳的變化趨勢(R2達0.8以上)。侵蝕退化地在馬尾松林建植后，林地表層土壤碳吸存速率以非線性的形式上升，并在15—25a內到達最大值約0.5—0.6 tC·hm-2·a-1，植被建植后30a內表層土壤碳的平均積累速率為0.385 tC·hm-2·a-1，紅壤侵蝕退化地自馬尾松建植之后演替至當地頂級群落整個過程中林地平均碳吸存速率為0.156 tC·hm-2·a-1。

(2)根據模擬結果的擬合方程，計算得到研究區紅壤侵蝕退化地0—20cm土層的碳飽和容量約為36.85 tC/hm2，固碳潛力約為33.26 tC/hm2(扣除對照后)。

(3)紅壤侵蝕退化地在馬尾松恢復20年內，林地0—20cm土層凈碳匯量約為10 tC/hm2;而在接下來的25年內，平均碳吸存則速率下降為0.372 tC·hm-2·a-1;碳匯量從20 tC/hm2上升至30 tC/hm2所需的時間約為67a，特別是從當土壤有機碳儲量接近飽和時，表層土壤碳匯量增加3.26 tC/hm2(從30 tC/hm2上升為33.26 tC/hm2)所需的時間更是長達74a左右。

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