气候变化对土壤的影响精选(九篇)

第1篇：气候变化对土壤的影响范文

关键字：森林；土壤；有机碳

中图分类号： S285 文献标识码： A

碳循环是生态系统物质循环，能量流动，信息传递等生态过程的基础。大气 CO2 浓度和气温升高将对陆地生态系统的碳储量和循环产生深刻影响，如影响植物光合作用产物积累、运输与分配，改变凋落物产量等，而后者的变化又可以通过影响大气中温室气体浓度来加速或减缓全球气候变化的进程。近年来，CO2等温室气体排放及其与全球气候变化的关系已引起国际社会的广泛关注，人们针对不同的生态系统开展了大量的研究。研究结果表明自1850 年以来，大气CO2浓度升高了近100 umolmol－1， 地球表面温度升高了0. 76℃。全球变暖以及人类生存环境的恶化已被越来越多的人所关注。

近年来，不同的学者就不同地区的土壤碳密度与碳储量、土壤碳库的在不同生态系统的分布特点以及土壤碳过程及其稳定性开展了研究。但是由于森林生态系统的多样性、结构的复杂性以及森林对干扰和变化环境响应的时空动态变化，至今对森林土壤碳库的储量和动态的科学估算，以及土壤关键碳过程及其稳定性维持机制的认识还不是很多。尤其是对土壤碳的管理鲜有报道。由于人们对森林的经营活动不可避免的影响到森林生态系统的碳过程，因此在全球气候变化的背景下，应该将碳管理的理念贯彻于森林生态系统的经营活动中。

1 土壤有机碳库研究概况

19世纪末到20世纪初，人们对土壤有机碳的研究主要集中在土壤有机质中含碳有机物的种类，数量及其与土壤性质与肥力之间的关系等方面。20世纪50年代，Francis Hole在两个森林生态系统和一个草地生态系统中设立DIRT 实验研究土壤碳输入来源和速率。20世纪70~80年代由于森林的大面积采伐与破坏，人们开始关注森林采伐，以及土地利用方式改变所引起的土壤碳流失。20世纪90年代关于土壤有机碳的研究已经就不同尺度的土壤碳库估算，土壤碳库分布特征，土壤碳的影响因素和转化过程与土壤碳库动态及历史演变等方面进行了大量探索。近年来，由于全球气候变化引起的N沉降以及大气CO2浓度升高对不同生态系统土壤碳的影响见于报道。这表明研究者已经开始关注全球气候变化与土壤碳库的关系。森林是全球陆地生态系统的主体，约85%的陆地生物量聚集在森林生态系统中。森林对维持全球碳平衡起着非常重要的作用，但是关于森林生态系统土壤碳循环的研究却依然相对较少。

2 土壤有机碳库在全球碳循环中的作用

2.1 土壤有机碳库的库-源转换

陆地碳循环是全球碳循环中最重要的环节，对大气CO2浓度变化的影响仅次于海洋。据估算世界范围内约有1500 Pg有机碳储存在1 m深度的土壤中，土壤碳储量相当于大气碳库的 3. 3倍和植物碳库的 4. 5倍。全球森林土壤有机碳储量为 402～787 G t，占全球陆地土壤中碳储量的25 %～50 %，森林对维持全球碳平衡起着非常重要的作用 ，成为生态系统碳循环研究的重点和热点。孔玉华等人[11]对科尔沁沙地与辽河平原交界处的森林和草原的过渡带上，不同利用方式下草地土壤碳积累及汇源功能转换特征的研究表明，在不同的土地利用方式及一定的环境条件下，土壤碳在时空上表现出源与库的转换过程。据估计，年土壤呼吸所涉及的碳达68-77Gt，土壤碳库的变化动态将影响大气中CO2的浓度，加剧或减缓温室效应进而影响全球气候变化，同时对生态系统的分布、组成、结构和功能产生深刻影响。由于土壤有机碳对生态过程以及土壤碳库对大气成分与气候变化的反馈作用的重要性，了解土壤有机碳的分布规律及影响因素对了解陆地生态系统碳动态至关重要。对全球气候变化的预测与应对必须基于对土壤有机碳的分布状况以及影响土壤有机碳输入与输出的各种因素的深入研究。

2.2 土壤有机碳的肥力特征

土壤有机碳在很大程度上反映了土壤有机质的含量。土壤有机质是土壤肥力的重要组成，也是土壤质量评价和土地可持续利用管理的重要指标。许多研究表明土壤有机质含量在在一定范围内不同程度上决定着各类土壤的肥力高低，增加土壤有机质，可以使土壤为植物的生长提供更多的养分，改善植物生长的土壤环境，促进植物的生长。肖靓等认为土壤有机质可以作为土壤营养状况的主要判断指标，周国模等则将其作为评价退化生态系统中的恢复效果的指标。土壤中移动快、稳定性差、易氧化和矿化的那部分碳称为活性碳，它对植物养分供应有最直接作用，可以灵敏反映不同经营措施对土壤碳库和潜在生产力的影响，指示土壤有机质的早期变化。

3 森林土壤碳储量以及土壤有机碳库的分布规律

欧美等主要国家在20世纪90年代初完成了国家水平的土壤碳库估计和全球土壤碳库总值估计，Post，Eswaran，Batjes等人基于植被单元或土壤分类单元的全球土壤碳储量研究表明，在1m深度的土壤中土壤有机碳库为15001600 Pg，Batjes认为如果将估算深度延伸至2m全球土壤有机碳库估计量将增加60%。David等人估计美国的森林碳储量为36.7Pg，其中50%储存在森林土壤中。Kurz通过长期的定位研究认为1920~1989年间加拿大的森林每年固定的碳为0.2Gt。Alexeyev对俄罗斯森林生态系统土壤碳储量的估算为74Pg。

20 世纪 90 年代中期以来，中国学者开始关注和研究土壤碳库及其变化问题。不同的学者从各自所掌握的土壤数据资料入手，采用不同的估算方法对中国土壤有机碳储量做了评估。由于各种碳库研究的资料和方法的差异，致使估计值在50~185Pg的较大范围内变动。在第 236 次香山会议上， 与会土壤学家讨论认为中国土壤总有机碳库应在70~90 Pg范围， 提出可以将90 Pg作为中国土壤总有机碳库的默认值。近10a 来，中国学者对本国不同气候带主要森林类型的土壤碳储量进行的研究表明，我国各类森林的土壤碳储量的变化范围在44-264 t /hm2，平均为107.8 t /hm2。从热带至温带森林土壤碳储量总体上呈增加的趋势，不同森林类型之间土壤碳储量 碳含量的差异主要表现在土壤表层。伴随着林龄的增加，森林土壤碳含量和碳储量呈现增加的趋势；随着海拔的增加，不同森林类型的土壤有机碳含量和碳储量也表现为增加的趋势。不同林分类型土壤有机碳存在明显差异例如，对我国南亚热带 4 种主要人工林类型的研究表明：红锥火力楠和米老排3 种阔叶人工林的表层土壤有机碳储量比马尾松人工林高出了11%~ 19%。

4 土壤有机碳化学结构及其稳定性

土壤有机碳是由复杂多变的有机分子单体和化合物组成，土壤有机碳稳定性的差别来自于土壤不同组分间化学结构的差异。土壤中的糖类物质( 氧烷基碳) 多为不稳定易分解的碳组分，而富含脂肪类物质( 烷基碳) 或木质素( 芳香族碳) 的土壤有机碳由于内在的分子特性而表现为相对稳定且不易分解。因此，土壤碳是否能够稳定的固持，最终取决于土壤碳的化学组成和结构。

随着近年来激光分解波谱，固态13C核磁共振波谱，红外光谱和热解质谱测量等土壤原位和非破坏性分析技术和手段等应用，可以在分子水平上更深入地阐明土壤碳固持的状态和过程。采用可见/红外光谱和傅立叶变换红外光谱研究土壤有机质的光谱学特性发现，西双版纳次生林转变为橡胶园后，胡敏酸中羧基和酚基结构比例降低，而脂肪族 芳香族和多聚糖比例增加。利用13C核磁共振波谱分析方法研究土壤有机质的化学结构发现， 与马尾松人工林比较，南亚热带3 种阔叶人工林的土壤表层具有较低的烷基碳，较高的氧烷基碳和较低的烷基碳/氧烷基碳比值，说明了马尾松人工林土壤比3种阔叶人工林土壤碳库具有较高的化学稳定性。

5 气候变化和森林管理对土壤碳储量的影响

土壤有机碳具有不同的更新和周转速率，其碳转移方向与强度在不同时间尺度上决定着大气 CO2 的浓度。因此，研究全球变化影响下森林土壤碳库的动态变化规律，已成为当前土壤碳的源汇效应演化与全球变化关系的重大基础科学问题。国际上正在兴起尝试采用红外地缆等加温设备模拟研究温度升高或降水变化对森林土壤碳储量及碳过程的影响。近年来， 在我国西双版纳热带雨林，哀牢山亚热带森林，东灵山温带森林，河南宝天曼暖温带天然次生林和广西亚热带人工林陆续开展了土壤增温与降水控制的长期定位实验，以期深入揭示区域气候变暖情景下( 包括干旱胁迫) 森林土壤有机质的动态响应及其调控机理。在影响森林土壤碳库变化的诸多要素中，氮元素逐渐引起广泛关注。大气氮沉降的变化直接或间接影响土壤碳的输入输出过程，对森林土壤碳库产生影响。自2003年起，模拟氮沉降对森林生态系统影响的野外控制实验在我国温带，亚热带和热带森林也逐渐开展，研究表明，氮沉降增加显著增加氮饱和森林土壤可浸提有机碳的含量，表明氮沉降增加可能会提高森林土壤有机碳的固持能力，土壤碳氮耦合的研究成果表明氮沉降很有可能是影响森林土壤碳储量的主要因素之一。

森林抚育、恢复、造林、采伐等经营措施可以直接影响森林碳库，并且能够通过改变凋落物数量及其化学性质和土壤有机质的分解影响森林土壤碳库。森林经营方式的转变，即将天然林转变为次生林或人工林后，土壤有机碳储量显著降低，土壤轻组有机碳降低尤为明显。造成森林土壤有机碳降低的主要原因是森林凋落物归还数量及其质量改变，以及水土流失和经营措施对土壤的扰动引起土壤有机质加速分解或流失等。不同采伐措施对土壤碳储量和活性有机碳含量也有影响，一般采伐会减少土壤储存的有机碳，特别是强度采伐迹地增大，雨水冲刷严重，加之土温升高，加速土壤有机碳的释放和流失; 强度择伐短期内可增加土壤活性有机碳含量，而皆伐后造林土壤活性有机碳出现下降趋势。综上分析，维持森林的高生产力带来的碳输入，并且避免由于土壤干扰等造成的碳释放是提高土壤碳储量和土壤持续固碳的有效森林经营措施如何通过合理的森林经营模式，包括造林树种的选择森林抚育和采伐措施等，提高人工林的生态经济和社会效益并且获得最大化的固碳潜力应该引起研究者的重视。

6 土壤呼吸时空变异及其影响因子

目前，森林土壤呼吸主要集中研究时空变异规律，即日、季节动态，及其与日、季节动态相关的温度、水分等环境因子间的关系。土壤呼吸的季节变化主要受非生物因子温度和水分变化的调控，而昼夜变化则可能主要受植物生理活动周期性等生物因素的影响。在我国北亚热带-南暖温带过渡区，土壤呼吸速率手土壤温湿度的交互影响。同海拔高度上土壤呼吸的空间变化与土壤温度呈显著的相关性，证明土壤温度是调控土壤呼吸在海拔高度上变化的主导因子。

国内外研究广泛关注土壤呼吸温度敏感性 ( Q10值) 及其在区域碳循环模拟估计中的重要性，其中土壤呼吸温度敏感性与土壤质量的关系引起广泛讨论。研究表明，Q10值表现出强烈的季节和年变异，影响其变化的主要因子是温度而且受土壤温度测量深度影响较大，而土壤湿度则是其变化的潜在影响因素。Q10值具有明显的空间异质性，其空间分布与降水和土壤有机碳含量及稳定性的空间异质性有关。

关于气候变化引起的温度，大气CO2浓度变化以及氮沉降等对土壤呼吸的影响的研究多采用人工模拟的方式。模拟氮沉降实验表明在不同林分类型中N沉降对土壤呼吸速率和 Q10值的作用效果不同，可能与微生物活性及细根生物量等有关。许多森林土壤模拟增温试验研究发现，增温后土壤呼吸速率显著提高。但是，模拟 CO2浓度升高对森林土壤呼吸作用的影响尚未确定，在红松和长白松林中土壤呼吸速率明显降低，土壤表面 CO2浓度升高导致 CO2扩散受阻可能是土壤呼吸受到抑制的主要原因，而在南亚热带人工林大气 CO2浓度倍增和高氮沉降使土壤呼吸速率显著提高。

参考文献：

[1] 卫云燕，尹华军等．气候变暖背景下森林土壤碳循环研究进展．应用与环境生物学报2009，15(6)：888~894

[2] 黄从德，张健等．四川森林土壤有机碳储量的空间分布特征．生态学报，2009，29(3)：1217-1225

[3] IPCC． IPCC WGI Fourth Assessment Report． Climate Change 2007: The Physical Science Basis． Switzerland，2007: 12 － 17

第2篇：气候变化对土壤的影响范文

关键词土壤环境因子;有机污染物;迁移转化;影响

土壤农药污染是一全球性问题。随着环境问题在全球范围的不断变化,土壤环境污染化学已成为环境化学不可缺少的重要组成部分[1]。在北美、西欧和澳洲等国家,随着各种点源污染得到有效控制,人们关注的焦点逐渐转移到多介质非点源污染,另外土壤环境污染的研究也受到人们日益关注。在我国,受农药使用历史、施药技术以及产品结构等因素影响,土壤农药污染较为严重,制约食品安全与农业可持续发展。随着土壤有机污染物的类型不断增多,大量难降解的有机污染物进入土壤,造成环境的严重污染,影响了农业的可持续发展。土壤中的各种环境因子对有机污染物降解转化有一定的影响,因此,研究这些因子的相互作用,可促进有机污染物在土壤中的消除。

1土壤污染的现状

相对于大气环境和水环境而言,土壤环境的污染源更为复杂,作为有机农药、化肥的直接作用对象,并随着社会发展需求,使得土壤污染物的种类极为繁多。目前,全球生产和使用的农药已达1 300多种,其中被广泛使用的达250多种。我国也已经迈入了世界农药生产和使用大国,现在,我国每年施用逾80万~100万t的化学农药,其中有机磷杀虫剂占40%,高毒农药达到37.4%,且有的化学性质稳定、在土壤中存留时间长[2-4]。大量的农药流失到土壤中,造成土壤环境受到严重污染,影响了农业的可持续发展。造成我国土壤农药污染的农药主要是有机氯与有机磷2类。尽管1985年起,我国就已禁用有机氯农药,但因早期大量使用及其难降解性,土壤中仍有残留,造成作物污染。目前,土壤污染物可以分为传统污染物及新型污染物。

1.1传统污染物

一是传统化学污染物。其又可分为无机污染物和有机污染物两大类,其中传统无机污染物包括汞、镉、 铅、砷、铬等,过量的氮和磷等植物营养元素以及氧化物和硫化物等,传统有机污染物包括ddt、六六六、狄氏剂、艾氏剂和氯丹等含氯化学农药以及ddt的代谢产物dde和ddd,石油烃及其裂解产物,以及其他各类有机合成产物等。二是物理性污染物。指来自工厂、矿山的各种固体废弃物。三是生物性污染物。指带有各种病菌的城市垃圾和由卫生设施(包括医院、疗养院)排出的废水和废物以及农业废弃物、厩肥等。四是放射性污染物。主要存在于核原料开采、大气层核爆炸地区和核电站的运转,以锶和铯等在土壤环境中半衰期长的放射性元素为主。在这些众多的污染物种类中,以土壤的化学污染物最为普遍、严重和复杂[5]。

1.2新型污染物

近年来,土壤新型污染物受到关注,这类污染物的特点是在土壤环境中的浓度一般较低,但对生态系统的危害和对人体健康的影响较大。这些新型土壤污染物目前主要有四大类[6-7]:一是各种兽药和抗生素对土壤环境的污染。随着动物饲养业和畜牧业的发展,畜禽养殖污染中一个重要的问题就是这些兽药通过动物的排泄以及其他方式导致土壤环境的污染。与兽药污染相对应的是各种抗生素的土壤污染。随着医学事业的发展,各种抗生素将得到日益广泛的应用,由此导致的土壤污染可能会更加复杂。二是大部分溴化阻燃剂在土壤环境中有很高的持久性,能够通过食物链和其他途径累积在人体内,长期接触会妨碍人体大脑和骨骼的发育,并且可能致癌,因此引起人们关注。随着电子工业的不断发展以及各种电子产品的逐渐报废,各种阻燃剂将以各种方式进入土壤环境中,从而造成对土壤的污染。三是“特富龙”不粘锅中使用的化学物质“全氟辛酸铵”以及芳香族磺酸类污染物对土壤的污染。其中,全氟辛烷磺酸(pfos)是纺织品和皮革制品等防污处理剂的主要活性成分,在民用和工业化产品生产领域用途非常广泛。尽管目前尚没有土壤环境中存在含量的数据,但由于pfos本身的难分解性、生物高蓄积性和污染的广泛性,有关其土壤环境的污染问题势必将被暴露出来,并成为土壤环境污染化学面临的新课题。四是含有过敏源的植物及花粉对土壤的污染。在法国,近年来发现1种或许起源于北美的豚草属植物(ambrosiaartem isiifolia)及其花粉,特别是这种花粉由于含有多种潜在的过敏源,能在夏天导致严重的干草热以及哮喘疾病,成为引起人们关注的一种新型土壤污染物。

2土壤环境因子对有机污染的影响

土壤中的微生物、温度、水分、气候、土壤机械组成、含水率、植物根际环境、ph 值、二氧化碳浓度等因素对土壤中有机物的分解与转化有很大的影响。除了有机污染物本身的难降解性以及生物迁移性会对有机物降解速率和效果产生影响外,土壤环境因子也会对有机污染物的迁移转化造成一定的影响。

2.1土壤微生物

有机污染物在土壤中的降解分为非生物降解与生物降解两大类,在生物酶作用下,农药在动植物体内或是微生物体内外的降解即生物降解。微生物降解是指利用微生物降解有机污染物的生物降解过程,降解微生物有细菌、真菌和藻类。虽然在厌氧和需氧条件下多氯化合物都可以降解,但是在厌氧条件下降解速率更快。尽管在好气条件下土壤也有很多分解菌存在,但是在好气的旱田条件下,由于有机氯污染物被土壤吸附,生物活性降低,可以长期残留[8]。微生物降解是消除有机氯农药的最佳途径,通常药剂在土壤中的分解要比在蒸馏水中的分解快得多,将土壤灭菌处理后,药剂在大部分土壤中对有机污染物的分解速率明显受到抑制。

迄今为止,已从土壤、污泥、污水、天然水体、垃圾场和厩肥中分离得到可降解不同农药的活性微生物。活性微生物主要以转化和矿化2种方式,通过胞内或胞外酶直接作用于周围环境中的农药。尽管矿化作用是消除环境中农药污染的最佳方式,但是自然界中此类微生物的种类和数目十分缺乏,而转化作用却相当普遍,某一特定属种的微生物以共代谢方式实现对农药的转化作用,并同环境中的其他微生物以共代谢的方式最终将农药完全降解。

研究显示ddt的分解菌至少涉及30个属,其中包括细菌、酵母、放线菌、真菌以及藻类等微生物。六六六的分解菌除了很早知道的生芽孢梭芽孢杆菌和大肠杆菌外,matsu mura等人从各种环境中分离出71株有分解六六六能力的细菌、真菌菌株。这些分解菌包括好气性、基本嫌气性、嫌气性等各种细菌以及真菌[9]。

常规环境条件下能降解目标污染物的微生物数量少,且活性比较低,当添加某些营养物包括碳源与能源性物质或提供目标污染物降解过程所需因子,将促进与降解菌生长相关联的有机物的降解代谢,即微生物只能使有机污染物发生转化,而不能利用它们作为碳源和能源维持生长,必须补充其他可以利用的基质,微生物才能生长。在共代谢过程中,微生物通过酶来降解某些能维持自身生长的物质,同时也降解了某些非微生物生长必需的物质。

2.2土壤温度

气候变暖是当今全球性的环境问题,大气中co2浓度的不断增加对全球气候变化起着极其重要的作用。土壤中co2的排放主要来自土壤原有有机质和外源有机物(如植物的凋落物、根茬及人为的有机污染物投入)的分解过程[10]。全球气候不断增暖将改变各地的温度场、蒸发量和降水量,而这些变化又影响着土壤有机污染物的分解。

土壤温度影响土壤微生物和酶活性及土壤中溶质的运移,还影响土壤反应的速度和土壤呼吸速率,最终影响土壤中有机污染物的降解转化。在一定温度范围内,温度升高会促进土壤有机污染物的分解,但随着温度的进一步升高,土壤有机污染物对温度的响应程度降低。miko发现,在平均温度为5 ℃时,温度每升高1 ℃将会引起全球范围内10%土壤有机污染物的丧失;而在平均温度为30 ℃时,温度每升高1 ℃将会使得有机污染物丧失3%[11]。

但是,在冷冻条件下关于土壤有机污染物的分解和微生物的活性还存在分歧。neilson 研究了冷冻对碳和氮循环的影响,发现冷冻加快了土壤碳和氮的循环速率,但不同植被品种、土壤层次和冷冻程度所增加的幅度不同,而且在冷冻程度非常大时,会促进土壤呼吸和二氧化氮的流量和矿化。

2.3土壤ph值

土壤的ph值对有机污染物的吸附有很大的影响,一般来说,ph值越低,土壤对有机污染物的吸附能力越强。土壤酸碱性通过影响组分和污染物的电荷特性、沉淀溶解、吸附解吸和络合平衡来改变污染物的毒性,土壤酸碱性还通过土壤微生物的活性来改变污染物的毒性。ph值对有机污染物如有机农药在土壤中的积累、转化、降解的影响主要表现为:一是土壤的ph值不同,土壤微生物群落不同,影响土壤微生物对有机污染物的降解作用,这种生物降解途径主要包括生物氧化和还原反应中的脱氯、脱氯化氢、脱烷基化、芳香烃或杂环破裂反应等。二是通过改变污染物和土壤组分的电荷特性,改变两者的吸附、络合、沉淀等特性,导致污染物浓度的改变。

2.4土壤水分

土壤水分是土壤中水溶性成分的运输载体,也是土壤反应得以正常进行的介质。王彦辉认为森林土壤有机污染物的分解速率在很大程度上受控于环境条件,其中含水量起着决定性作用,最佳含水量为被分解物饱和含水量的70%～90%,极度干旱或水分过多都会限制土壤微生物的活动,明显降低土壤中有机污染物的分解速率[12]。但是,olivier认为在淹水条件下有机污染物料的分解速率加快,在长期的淹水条件下厌氧微生物反复利用腐解发酵的有机物料,会导致较低的净残留碳的矿化[13]。这与淹水、嫌气条件下有机物料的分解速率慢于旱地、分解量低于旱地的传统概念不同。

在非淹水条件下,温度对有机碳分解的影响随着分解时间的延长而逐步减小。淹水条件下培养7 d以后,温度对供试物料有机碳分解的影响不随培养时间的变化而变化。当土壤含水量为300、500 g/kg时,供试物料的有机碳分解最快,而土壤含水量为200 g/kg和淹水条件下的有机碳分解较慢,空白对照培养结果显示土壤有机碳的分解速率随着水分含量的提高而加快[14]。在相同的水热条件下,有机碳的分解量与土壤黏粒含量呈负相关。

不同的土壤含水量对土壤中植物残体的分解速率和土壤腐殖质组分(胡敏酸和富里酸) 数量的影响仍存在争议。由于常规研究土壤有机污染物动态变化的方法存在不足,所以可以通过同位素示踪方法(14c示踪法或13c自然丰度法)进一步定量研究。利用同位素示踪技术可以区分原有土壤有机质与外源有机物分解转化形成的土壤新有机质,从而了解土壤中植物残体分解转化的动态变化规律。

2.5土壤机械组成

土壤质地的差异形成不同的土壤结构和通透性状,因而对环境污染物的截留、迁移、转化产生不同的效应。由于黏土类富含黏粒,土壤物理性吸附、化学吸附及离子交换作用强,具有较强的保肥、保水性能,同时也把进入土壤中的污染物质的有机、无机分子、离子吸附到土粒表面保存起来,增加了污染物转移的难度。

在黏土中加入砂粒,可相对减少黏粒含量,增加土壤通气孔隙,可以减少对污染物的分子吸附,提高淋溶的强度,促进污染物的转移,但要注意到因此可能引起的地下水污染等问题。砂质土类的优点是有机污染物容易从土壤表层淋溶至下层,减轻表土污染物的数量和危害;但是有可能进一步污染地下水,造成二次污染。壤土的性质介于黏土和砂土之间,其性状差异取决于壤土中砂、壤粒含量比例,黏粒含量多,性质偏于黏土类,砂粒含量多则偏于砂土类。

一般而言,黏性土壤中的空气较砂性土壤少,好气性微生物活性受到抑制,土壤黏粒具有保持碳的能力,其含量影响外源有机物(有机化合物、植物残体)及其转化产物的分解速率。随着土壤黏粒含量的增加,土壤有机碳和土壤微生物量碳也增加,土壤有机碳与黏粒含量呈正相关,随着土壤黏粒含量的增加,碳、氮矿化量减少,但矿化部分的碳氮比并不受土壤质地的影响。

2.6气候及二氧化碳含量

气候变化通过影响土壤水分、溶质运移和温度的变化来影响微生物的活动,从而引起土壤中有机污染物含量的变化。凉爽季节向温暖季节转化会导致土壤有机碳的损失,热、湿润的气候有利于有机污染物的分解。在秋季和冬季,土壤中微生物数量增加;在春季积雪融化后,土壤中微生物数量迅速下降,这种微生物群落的动态变化与植物碳、氮的有效性相关联。

大气co2浓度升高提高了植物的光合作用,使20%～50%光合产物通过根系分泌或死亡输入土壤,从而间接影响土壤生态系统。有些学者认为co2浓度升高,会增加输入土壤的碳量,刺激土壤微生物的生长和活性,加强土壤的呼吸作用,增加了土壤中有机物的分解速率[15]。多数研究是在土壤—植物系统中进行的,co2浓度升高通过增加植物同化碳来增加根系生物量,从而增加土壤中碳量输入。于水强研究了土壤外部不同o2、co2浓度对土壤微生物的活性和土壤有机物分解及其组分的动态变化的影响,认为低co2浓度有利于有机物的分解和胡敏酸的形成,而高co2浓度有利于有机物的积累和富里酸的形成。

3结语

土壤是生态环境的重要组成部分,是人类赖以生存的主要资源之一,也是物质生物地球化学循环的储存库,对环境变化具有高度的敏感性。土壤的环境因子存在着不稳定性,但是通过研究最适合土壤中有机污染物降解转化的环境,可改变受污染严重的土壤中有机污染物的含量,改善环境质量,实现可持续发展。

4参考文献

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第3篇：气候变化对土壤的影响范文

关键词：土壤水分动态;地表径流;土壤水分分布;影响因子

中图分类号：S714

文献标识码：A文章编号：1674-9944（2015）04-0001-03

1引言

土壤水分是土壤的重要性质之一，是影响地表径流产生的重要因素之一，是林木生长和发育必要的环境因素之一，是土壤物理学的重要内容。土壤水分是土壤-植物-大气连续体的一个关键因子，是土壤系统养分循环和流动的载体，它直接影响土壤的特性和植物的生长， 各种林木所利用的水分绝大多数都是通过根系吸收土壤水分得到的[1]。土壤水分动态的变化直接关系到地表径流量的多少，或是地表径流的发生与否，地表径流的产生会带走土壤表层的养分，随着时间的推移，将导致土壤侵蚀和养分流失，对林地的林木生长以及林地地被植物的生长将会起到抑制作用。

2林地土壤水分分布与动态的变化规律

2.1林地土壤水分的主要分布

林地土壤中水分的分布和林地中树种的根系分布密切相关，不同林地根据其树种的组成不同，土壤水分分布也随之变化。根据刘康、张学龙等人根据土壤水分变异系数[2～4]，将林地土壤水分分布大致分为3个层次。

（1）土壤水分活跃层（主要是地表层0～10cm），主要受气候条件的影响，比如大气因子，特别是降水，所以该层土壤水分含量变化较大。

（2）土壤水分利用层，该层是林地树种根系分布的主要集中层，不同树种的1根系集中分布不同，所以该层随不同的林分植被而异。土壤水分利用层是植物根系的主要吸收层，受根系吸水耗水和气象、气候的双重作用，对林木的生长起着重要作用。如若是在干旱、半干旱林地区域，这一层土壤水分在丰水年可基本上得到恢复或部分恢复，缺水年仅在雨季得到部分补偿。

（3）土壤水分调节层，本层位于土壤水分利用层之下，土壤水分变化明显较小。在干旱和半干旱地区，如若遇到干旱、林木强烈蒸腾期和枯水期可向林木供水，在丰水年雨季可以储水，在缺水年可以向土壤利用层提供水分，故对林木根系的水分吸收起到一定的调节作用。

2.2林地土壤水分动态变化规律对地表径流的影响

世界各地的研究表明，土壤水分动态变化受到许多环境因子的影响，呈现出非常复杂的动态变化。从总体上来看，某一地区的土壤水分动态的时空变化有其内在规律的。这种土壤水分动态变化的规律，会对降雨产流有一定的影响，从而将会影响植被的生长状况。

2.2.1林地土壤水分的空间变化对地表径流的影响

林地土壤水分的空间变化分为水平方向上和垂直方向上两种。水平方向上由于地形、植被根系分布、土壤结构等因素的影响，土壤水分动态在水平方向上的分布是有差异的。而垂直方向上的变化包括两种情况，一种是增长型，另外一种是降低型。李洪建等人对晋西北人工林土壤水分的年动态变化研究发现，垂直动态变化的差异，表现为林地土壤水分上部大于下部，绝大多数年份，土壤水分随深度增加而减少[5]。邱扬和杨新明[6]等学者在研究过黄土高原及黄土高原丘陵土壤水分动态时，分析了不同深度不同土层土壤水分的变化情况，都得出随着土壤深度的增加，土壤的平均含水量有增长的趋势，为增长型，而在某一个层次将会出现一个峰值。而当雨季来临时，由于土壤上层容易受到外界环境的影响，特别是大气降水，土壤中各层的平均含水率也会受到影响，上层的土壤受降水的影响，平均土壤含水率相对于下层会出现升高的现象，这就出现降低型[1]。此外，在林地植被处于生长期的时候，根系快速生长，加强对深层土壤水分的吸收，土壤含水量也会出现上高下低的情况。土壤含水量的多少直接影响到土壤下渗率，从而影响地表径流量。

2.2.2林地土壤水分的时间变化对地表径流的影响

邱扬[9]等人在黄土高原的研究表明，总体上土壤平均含水量年际变化与年降水量年际变化一致。张学龙等人[4]对祁连山寺大隆林区土壤水分动态的年内及年际研究，将年内降水对土壤水分的影响分为消耗期、积累期、消退期。这些研究都充分证明了土壤水分的年际变化和气候条件有密切的关系。

林地土壤水分的空间变化及时间变化都会对林地土壤内部水分流动及含水量造成一定的影响从而导致地表径流量的产生和变化。

3影响林地土壤水分动态的环境因子

3.1土壤特性对林地土壤水分含量的影响

土壤的特性包括土壤结构、土壤密度、土壤质地等。在很多学者的研究结论当中，它们对土壤含水率的影响都各有侧重的部分。通过土壤物理的学习，不难发现，土壤密度越大其保水效果就越好，但不是越大越好。密度小的土壤，上层土壤的水分容易蒸发，下层土壤的水分容易渗漏;密度太大的土壤则不利于降水渗入土壤，易造成径流损失[7]。土壤持水能力和水分渗透速度在很大程度上受土壤的质地影响。外国学者Singhl等[8]在美国西部科罗拉多州半干旱草原的研究中，指明粘质壤土的有效水含量（现有含水量减去历史最低含水量）最高，沙质壤土有效水含量最低。

3.2气象因子对林地土壤水分的影响

气温和太阳辐射对土壤水分消耗的主要方式―蒸散，在夏季来临时随着降水的增加，温度也会升高，伴随着这些因素，太阳辐射也会加强，一方面林地植被的蒸散量增加;另外一方面，没有枯落物堆积或是存在林窗的地方，土壤水分蒸散量会大大提高，从而加大对土壤水分的需求量，造成土壤含水率减少。

3.3地形因子对林地土壤水分动态的影响

坡向影响坡面的光照、气温、降水、土壤特性和植被分布格局，使不同坡向的土壤水分含量存在很大差异。根据李昆等[9]1992年在云南元谋干热河谷的研究表明，西北坡的土壤含水量明显高于南坡[10]。坡度主要影响土壤的水分渗透、排放、地表径流的形成以及地表径流速度，一般与土壤含水量呈负相关，即坡度越小，土壤含水量越高[11]。良好的地表植被及枯落物覆盖在林业生产过程中能减弱坡度对土壤水分含量及地表产流的影响[12]。由此可见，山地土壤含水量是坡度、降水和地表植被等各种影响因子综合作用的结果。

3.4地表植被情况对林地土壤水分动态的影响

金雁海[22]等在大青山南坡人工林的研究表明，林地土壤含水量明显高于荒坡，降雨后林地土壤含水量较荒坡高，而荒坡的土壤含水量较林地下降的速度快。这都充分反应了林地土壤水分含量及对地表径流削减的优势。

4展望

（1）由于不同植被根系生长分布不同，土壤水分分布在垂直剖面上大致可分为土壤水分活跃层、利用层和调节层。在不同地区、不同植被组成的林地中，土壤水分分布层结构也相同。利用这些相同的分布结构，对林地土壤含水率、渗透率进行分析，对研究降雨―地表径流的发生规律有一定的指导作用。

（2）土壤水分动态的时间变化规律和空间变化规律，在不同的地区因为所受季节调控、年际变化等因素的影响，土壤水分含量都具有差异性，从这些差异中，可以通过林地植被的合理布置来改善局部因季节变化造成的土地部分，从而改善降雨-地表径流的发生，有效进行生态保护。

（3）随着诸如大气、降水、风速、光照辐射等气象因素，以及复杂的地形因素和人为活动对土壤水分动态所产生的影响，都使土壤水分呈现出非常复杂的变化。为了保护土壤结构以及土壤水分合理分布，防治强降雨引起的土壤侵蚀发生，应加强对森林绿地的监察与保护。

因此，深入研究影响土壤水分变化的各种因素，以及研究各种因素对土壤水分动态变化的作用规律，一方面能够为降雨―地表径流的发生规律提供参考价值，另一方面为保护林地植被生长提供重要的条件。

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第4篇：气候变化对土壤的影响范文

0引言 2007年IPCC［1］的气候变化第四次评估报告预测称全球表面温度预计在到21世纪末升高1．8～4．0℃，高纬度和高海拔地区温度升幅将会更大［2］．青藏高原是地球上面积最大的高海拔冻土分布区［3］，对全球变化响应异常敏感，近50a来气增温率平均达到0．25℃•（10a）－1［4］．气候变暖能对多年冻土、活动层状态等造成强烈影响，同时能引起地气间雪盖层和植被的水热平衡发生变化，进而影响高寒湿地生态系统的稳定性［5－6］．对1985—1987年和1999—2000年的卫星和遥感图片分析发现，在全球气候变暖和人类活动的双重影响下，目前青藏高原高寒湿地生态系统正遭受着前所未有的退化［7］．此外，气候变化对多年冻土、活动层、植被的影响，通过各种复杂的机理反过来对气候变化形成反馈作用［6，8－9］．青藏高原的环境变化不仅使区域地表过程具有敏感响应，也在长时间尺度和大空间范围上影响到整个北半球乃至全球气候环境系统，大面积的冻土导致的地表干湿状况的时空变化以及地表热量平衡的变化深刻地影响季风行为和全球变化过程［8－9］．活动层的水热过程反映了土壤的干湿及热量状况，是多年冻土区地气系统水能循环的重要组成部分［10－13］，通过它将气候、水文、生态和环境紧密地联系在一起．活动层特殊的水热交换是维持高寒生态系统稳定的关键所在，冻土及其孕育的高寒生态系统具有显著的水源涵养功能，是稳定河源区水循环与河川径流的重要因素［10］．活动层作为高寒生态系统的下界面，是大气与多年冻土的能量交换带，多年冻土与大气之间的相互作用主要通过活动层中的水热动态变化过程而实现［11－12］．活动层变化不但会导致土壤持水性变化，直接影响土壤水热传输过程、水分赋存条件，进而影响到生态系统的稳定性，并对气候变暖形成反馈作用［8，13］．近些年在青藏高原开展了许多水热过程的监测研究［11－12，14－16］，用于阐述冻融过程对高寒生态系统的影响．吴青柏等［12］对青藏高原季节冻土区和多年冻土区水热过程进行分析研究，认为冻土及水热过程与寒区生态环境有着密切的联系．然而，增温对高寒沼泽草甸生态系统水热状况的影响研究仍较为缺乏．因此，本文采用开顶式生长室（OTC）增温方法模拟气候变暖［17］，研究短期增温对高寒沼泽草甸活动层土壤热状况的影响． 1研究区域及研究方法 1．1研究区域概况 风火山试验区位于青藏高原多年冻土区北麓河流域（92°50′～93°3′E和34°40′～34°48′N），隶属青海省玉树藏族自治州曲麻莱县境．该区属青藏高原半干旱气候区，区内没有冰川和积雪覆盖．年平均（1973—2005年）、极端最高和极端最低气温分别为－5．2℃、23．2℃和－37．7℃，年平均降水量290．9mm，年均水面蒸发量1316．9mm，相对湿度57％，年平均地温－1．5～－4．0℃，多年冻土厚度50～120m，活动层厚度0．8～2．5m［18］．此外，该区属高寒沼泽草甸区，组成草群植物主要由湿中生、湿生多年草本植物群落构成，群落覆盖度大、物种组成丰富．优势种为藏嵩草（Kobresiati－betica）、小嵩草（Kobresiahumilis）、紫花针茅（StipapurpureaGriseb．）、羊茅（FestucaovinaLinn．）和粗喙苔草（Carexscabrirostris）．该区土壤类型为高寒沼泽草甸土（表1），土壤发育很慢，处于原始的粗骨土形态，冻土和地下冰比较发育，河谷中存在着潜水，常形成冰锥、冻胀丘，斜坡地带常有冰锥、冰丘、冻融泥流及冻融滑塌发育，沉积地层主要为上第三系湖相沉积及第四系全新统冲洪积层． 1．2增温试验布置 野外生态系统增温实验是研究气候变暖与陆地生态系统关系的主要方法之一，目前最简单和最普遍使用的一种增温方法就是被动增温的温室或开顶式温室［15］．该方法最初是由国际山地综合研究中心（ITEX）为研究气候变暖对高纬度和高海拔地区生态系统的影响普遍采用的一种增温方法［19］．OTC增温装置的最大优点就是成本低、操作方便、易重复，适用于长期野外观测实验，并能保证试验样地土壤条件基本不受干扰和破坏．因此，于2006年6月在风火山试验区高寒沼泽草甸观测场内，分别选取植被盖度（90％）、植物类型以及地势基本一致的3处试验样地．在进行试验布置，对3处样地的土壤和植被状况进行调查，发现3处样地所有的土壤物理化学性质不存在显著性差异（p＞0．4），地上生物量分别为323．3、343．1、311．9g•m－2，不存在显著差别．OTC设计见图1，以8mm厚的有机玻璃纤维为材料，分别搭建底面积和顶面积均为2．25m2（1．5m×1．5m），高2m的2座OTC，OTC底部四周埋于土壤30cm深处．OTC－1样地对顶部进行半封顶处理，顶部开口面积0．36m2（0．6m×0．6m），用于限制少部分降雨及达到更高的增温幅度，这种类型的温室也被Havstrom等［20］在亚北极和北极地区采用过．OTC－2样地为了减小对降水的影响，采用完全开顶直体结构；另一处Control样地不作处理，作为室外对照．同时，计划使OTC－1气温比Control点高出4～6℃，OTC－2比Control高出2～4℃．温室建好后一直固定在试验样地上对室内气温进行增温作用．在试验区架设Watchdog小型气象站采集试验区室外常规气象数据，空气温湿度、降水、辐射、日照时数、风速等．两个OTC内空气温湿度的测定是在草地上空80cm处架设空气温湿度探头；土壤温度观测是依据热敏电阻探头法，这种方法是冻土工程国家重点实验室研制开发，并在青藏高原使用30多年，其观测范围在－40～50℃，精度在±0．02℃，探头布设于高寒沼泽草甸试验场5、20、30、40、65、85cm及120cm深处；土壤水分观测采用FDR水分探头，探头布设于5、20、40、65cm和120cm深度．所有的探头都连接到CampbellCR1000自动数据采集仪，每隔30min采集1次数据．本研究主要基于2008年1月1日至2008年12月31日的观测数据进行分析．#p#分页标题#e# 1．3研究方法 为了更好的分析土壤地温变化过程及地温在活动层内的分布，本文采用一些参数来衡量分析［21］：1）不同深度的月均温度、年均温度、月极端温度及年极端温度；2）等温日、冻结日、融化日和冻融日采用小时步长观测的地温资料．等温日，日内观测的地温变化范围介于±0．5℃，该天能量主要消耗于冻结融化过程中水分的相变，即由于潜热交换而产生的“零幕层”现象；3）冻结日，地温（小时步长）皆为负值，且至少一个地温观测值低于－0．5℃，土壤正处于冻结状态；4）融化日，地温（小时步长）皆为正值，且至少一个地温观测值高于0．5℃，土壤正处于融化状态；5）冻融日，地温（小时步长）皆为皆有正负，且至少一个地温观测值低于－0．5℃或高于0．5℃，表示该日土壤存在冻融循环；6）负积温，负温的累积量；7）正积温，正温的累积量；8）总积温，温度的总累积量．积温传统上主要用于表示大气温度冻融变化的强烈程度，本文同时将其应用于地温冻融变化过程，可以用于衡量土壤能量平衡过程中的辐射强迫及潜热交换通量． 2结果与讨论 2．1增温效果 OTC－1和OTC－2与Control点相比（图2a），年平均气温分别增加了6．7℃、3．5℃，基本上属于IPCC［1］对全球气候变暖模型预测的增温幅度范围；而相对湿度都有所下降，分别比Control点低8．0％、6．2％，主要由于OTC内相对较高的气温引起的．OTC－1于11月份的增温幅度最大，1月份的增幅最小，分别为9．2℃和4．7℃；而OTC－2于6月份的增温幅度最大，1月份的增幅最小，分别为4．6℃和2．3℃．这与一些研究结果阐述的OTC使夏季气温增幅比冬季大有所差别［22］，主要是与青藏高原特有的微气候特征有关，而OTC内气温增幅是随着日照时数的变化而变化的．OTC内外的气温日变化过程分析采用8月15日的观测数据，由于该日云量较少，能较好反映OTC的增温效果．不同处理类型下夜间（21：00—08：00）气温基本趋于一致，08：00左右OTC内的气温相对于Control开始显著升高，OTC－2于10：00基本达到峰值，而OTC－1于11：00达到峰值；OTC－1和OTC－2都于19：00左右开始显著下降，于21：00基本趋于一致．可以看出OTC处理后，日间气温显著增加而夜间温度基本不变，从而导致更大的昼夜温差，这基本上与Hollister和Webber的研究结果［19，22］相一致．短期增温对高寒生态系统植被的生长发育具有显著的影响（表2），植物生长期（5—9月）内，OTC－1、OTC－2地上生物量分别是室外的1．6、2．1倍．这主要是由于OTC改善了高寒生态系统的小气候环境，一定程度上满足了植物对热量的需求，有利于植物的生长和发育，使得地上生物量增加［23］．而OTC－1内地上生物量小于OTC－2，可能是由于OTC－1相对密闭的结构使得植被受到高温胁迫，以及降水及种子的传播限制等原因造成的． 2．2增温对地表热状态的影响 从表3及图2中可以看出，不同处理类型下地表温度的季节变化特征存在较大的差别，OTC－1年平均地表温度要明显高于室外对照点，然而OTC－2与室外对照基本相当．月最低地表地温基本都表现出随着气温的增加而逐渐增高，而月最高气温及月均气温呈现不一致的规律，寒季表现为OTC－1＞OTC－2＞Control，暖季表现为OTC－1＞Control＞OTC－2．Marion等［22］的研究结果表明，越封闭的OTC增温系统，将导致更高的增温幅度及更多不必要的生态效应．这能很好解释OTC－1相对OTC－2及Control较高的气温及地温．而OTC－2地表温度与Control相当，Marion等［22］于AlexandraFjord的Salix站点也发现类似的情况．由于OTC－2的地上生物量要显著高于室外对照点（表2），即相对更高的植被覆盖率．随着植被盖度的不断增加，植被的热隔绝作用不断增强，将减少暖季向下传输的热量和寒季向上传输的热量，从而在暖季和寒季分别起到冷却和保温作用［14］．因此，在暖季（5—10月）OTC－2内地表温度甚至要略低于室外对照，寒季（11月至翌年4月）OTC－2地表温度要明显高于室外对照．不同处理类型下地表（5cm）的等温日、冻结日、融化日及冻融日数都存在一些差异（表4）．OTC－2及Control点等温日主要集中在5月和10月，前者的等温日略多于后者，而OTC－1点仅在11月出现，表明OTC－1样地仅在冻结过程呈现零幕层现象且出现的时间滞后于OTC－2及Control点．此外，随着深度的增加，不同处理类型下等温日均逐渐增多的趋势．同时，OTC－1和OTC－2点的等温日要略多于Control点，主要是由于OTC内相对较大的气温日内波动变幅．OTC－1、OTC－2及Control点地表的冻结日主要集中在11月至翌年4月，且OTC－1的冻结日明显少于OTC－2和Control，而融化日主要集中在5—10月，且OTC－1的融化日要明显多于OTC－2和Control．不同处理类型下冻结日表现出随着深度的增加逐渐增多，而融化日都明显表现出随深度的增加逐渐减少．冻融日主要分布在冻结日及融化日之间的过渡期（5月和10月），OTC－1内冻融日要明显多于室外对照，主要是由于OTC－1点在3—4月地表就存在冻融交替现象，且持续64d之久． 2．3增温对活动层土壤积温状况的影响 从图4可以看出，除了85cm深度，不同深度年负积温均表现为OTC－1＞OTC－2＞Control，呈现随着温度的增加逐渐增加的趋势．此外，可以发现OTC－1点负积温随着深度增加基本趋于一致，于－600℃•d附近波动，而OTC－2及Control点负积温绝对值随着深度的增加逐渐减少．不同深度年正积温也表现为OTC－1＞OTC－2＞Control，正积温随着深度的增加都表现为逐渐递减的趋势，从地表OTC－1年正积温要显著高于室外对照，直至深层土壤不存在显著差别．以往的研究表明［16，18］，地表正积温和负积温分别与融化深度和和冻结深度存在较好的线性相关关系．因而可以推测，OTC－1相对于室外对照，融化深度不断加深而冻结深度不断减少；而OTC－2相对于室外对照，融化深度仅略有增加．基于正负积温随深度的变化特征，可以发现OTC－1点总积温表现出随着深度增加逐渐降低，且土壤浅层（5cm、20cm深度）总积温为正值．而OTC－2及Control点总积温从地表至65cm深度存在降低的趋势，且降低幅度远小于OTC－1点，而65cm深度以下基本趋于一致，同时在整个土壤剖面中，总积温均为负值．这些现象表明，由于OTC－1的存在，是浅层土壤地温显著升高，使活动层能量循环过程发生显著改变．Marion［21］等的研究表明，越封闭的OTC增温系统，将导致更多不必要的生态效应，从而改变地气间水能的传输方式，这可能造成OTC－1内土壤热状况与OTC－2和Con－trol存在显著差异的主要原因．#p#分页标题#e# 2．4土壤温度变化过程 在一个年周期中，随着太阳辐射的周期性循环，土壤温度也完成一个周期的循环．根据冻融过程活动层能量状况的不同特征，可以将土壤的温度变化过程划分为4个阶段：完全冻结期、融化过程期、完全融化期、冻结过程期．从图5中可以看出，1）完全冻结期．当活动层完全冻结后，土壤温度开始急剧降低，随后存在一个缓慢降温期，直至活动层温度降低到最低值为止，这个过程持续到2月初左右，然后开始一个相对固定增温速率的升温过程．在整个冻结期的降升温过程中，OTC地温要高于室外对照，且其地温变化速率小于Control，这与OTC内较高植被覆盖率有关；2）融化过程期．不同处理类型下不同深度消融起始时间比较分散，随着深度增加而不断延后，主要分布在5—8月，说明高寒沼泽草甸活动层融化过程表现为单向融化特性．这主要是由于大气－土壤间及土壤内部的热传输过程导致温度传输上有较大的迟滞，距地表越深，迟滞时间越长．OTC－1、OTC－2和Control的融化锋面从地表迁移到120cm深度的时间都是100d左右，表明地温增高虽然使融化过程的起止时间不断提前，而对整个土壤剖面（5～120cm）融化过程持续时间的影响很小；3）完全融化期．活动层融化后，地温急剧升高至最高温度后，而后开始一个温度缓慢降低期，随着气温的升高，未冻结期延长，地温变化速率逐渐增大；4）冻结过程期．不同处理类型下不同深度冻结起始时间也不一致，浅层（5～40cm）及深层（85～120cm）的冻结时间早于中间层（40～85cm），表明冻结过程表现为多年冻土区特有的双向冻结性．OTC－1、OTC－2和Control整个土壤剖面（5～120cm）完全冻结需要的时间分别为40d、67d、70d，表明随着气温的升高，活动层冻结过程持续时间缩短，锋面迁移速率降低． 3结论 （1）OTC－1和OTC－2年均气温分别增加了6．7℃和3．5℃，日间气温增加显著，而夜间气温基本保持不变，从而加大了气温日较差．（2）OTC内地上生物量要显著高于室外，这可能是由于OTC改善了高寒生态系统的小气候环境，一定程度上满足了植物对热量的需求，有利于植物的生长和发育．（3）OTC－1年平均地温要明显高于室外，这主要是由于OTC－1相对封闭的环境造成的．而OTC－2地温与室外对照基本相当，具体表现为寒季要高于对照，暖季表现为低于对照，这可能是由于OTC－2内相对更高的植被覆盖率，使植被的热隔绝作用不断增强，将减少暖季向下传输的热量和寒季向上传输的热量，从而在暖季和寒季分别起到冷却和保温作用造成的．（4）OTC－1总积温随着深度的增加不断降低，且在5cm、20cm深度总积温为正值，而OTC－2和Control在土壤浅层略有降低，65cm深度以下基本趋于一致．

第5篇：气候变化对土壤的影响范文

一、水利水电工程对环境的影响

众所周知，大型的水利水电工程对周围的气候、水环境、土壤和动植物产生的影响是十分严重的，如果不采取一定的防范措施很容易破坏当地的生态平衡，下面分别介绍水利水电工程对上述的主要影响。1.对气候的影响影响气候的主要因素是自然环境，但是人类的活动也会不同程度地影响气候，水利水电工程例如水库、湿地等，会影响地方性的小气候，从而对当地的大气产生一定影响，主要表现在气温、降雨等方面。2.对水资源的影响大型水库的修建使原本流动的水停留在水库中，因此会对水体造成影响。其主要表现在：非汛期的水库截留容易使下游水位产生大幅度低下降，严重时可能会造成断流，这样就会降低下游水的自净能力，使下游的河水逐步恶化；此外，水电站的修建，使得原本的水流量增大，也会影响河道水位的变化，影响航运等水上交通。3.对土壤的影响水利水电工程中大型水库、发电站的修建，会引起土壤的沼泽化、盐碱化，致使土壤的肥力下降，影响原本农作物的生长；由于水利水电工程对水环境的影响，导致水位忽高忽低，一旦水位过高，土壤就会过分湿润，会导致农作物的根系呼吸困难，产生衰败。4.对动植物的影响对水环境、土壤等的直接影响也会间接对动植物产生一定的影响，例如，水体的恶化会严重影响水中动物和植物的总体种类和具体的分布结构。一般情况来说，大型水库建完的一定时期内，会导致水库覆盖的区域内的植被大面的死亡，严重时可能会导致附近水体的污染。

二、水利水电工程环境影响综合后评价方法

之所以进行环境影响综合后评价，就是要对水资源、气候、土壤以及动植物等的影响程度进行分析和评价，并据此制定相应的预防措施，起到保护环境的目的。1.影响识别对水利水电工程可能影响的环境因子进行识别，首先要综合了解工程竣工运行的特征，以此为基础做好相应的调查和文字描述；其次，根据调查的结果，结合水利水电工程项目的概况、特性进行工程分析；第三，用清单法或矩阵法将影响的环境因子列出来进行综合分析；第四，对影响较大的因子或经过分析不明确的因子进行影响监测。2.影响监测影响监测是对影响环境因子的变化进行监测。工程竣工并运行后，实时监测记录运行每一阶段的水温、水文、水位、地下水土壤的酸碱性、土壤含水量、土壤化学性质以及下游河道的淤积变化等指标，最大限度地使每一时期的记录值都是真实、准确的，而后通过具体模型的分析和计算找出引起环境变化的具体环境因子；我们在实践工作中一般采用的定量方法主要由以下几种：数学模型计算，特征指标或经验公式，调查和度量，以分析水文、水力情势变化引起的影响等。3.影响评价影响评价的主要内容是研究工程对每个因子产生的影响和对对环境质量的改变，并对其中产生的不良影响提出相应的解决措施，通过有效的计算得出对应的投资，和产生的效益关系,最终目的是研究环境改变是否有利。主要的影响评价方法有：修建与不修建工程情况下的各环境指标对比法,以确定环境质量的变化，研究各项目因子的影响能否接受。4.综合评价综合评价主要是通过对每个环境因子进行系统化判断其对整体环境影响的总指标，进而来分析工程对环境影响的好坏程度，对整个工程进行最终评价；就目前的综合评价法来说可以从四个方面进行分析：环境评价系统、多目标分析和投资、效益分析等方法。综合各时期数据,详细论证工程对环境的影响,并针对出现的问题提出有关改善措施。

三、结语

第6篇：气候变化对土壤的影响范文

关键词：土壤酶活性；土地利用类型；季节变化；垂直变化

中图分类号：S154

文献标识码：A 文章编号：16749944（2017）10010802

1 引言

土壤酶学是研究土壤酶活性及其相关特性的科学，是一门介于生物学和生物化学之间的边缘交叉学科[1]。土壤酶作为土壤组分中最为活跃的有机成分之一[2]，是生态系统的催化剂，不仅可以表征土壤物质能量代谢旺盛程度，而且还可以作为评价土壤肥力高低、生态环境质量优劣的一个重要生物指标[3～4]。它既是土壤有机物转化的执行者，又是植物营养元素的活性库[5]，其活性不仅能反映出土壤微生物活性的高低，而且能表征土壤养分转化和运移能力的强弱，是评价土壤肥力体系的重要参数之一[6]。土地利用方式不同使植被类型和植物群落不同，从而影响土壤的理化性质与土壤酶的活性状况。薛S[7]等研究干热河谷地带不同土地利用方式下土壤酶活性。

2 研究区概况

研究区位于珠江南北盘江上游岩溶区域的玉溪市澄江县西南部的尖山河小流域（北纬24°32′00″～24°37′38″，东经102°47′21″～102°52′02″），为抚仙湖的一级支流。流域总面积35.42 km2。最高海拔在流域北部，为2347.4 m，最低海拔在尖山河入抚仙湖的入口处，为1722 m，相对高差625.4 m。澄江县属低纬度高原气候，流域多年平均降雨量充沛，气温适宜。流域内的土壤主要是红紫泥土和红壤。尖山河小流域主要土地利用类型有天然次生林、人工林、灌草丛、坡耕地和梯田等几种地类。

3 材料与方法

3.1 样品的采集

每个样地的面积大于1 hm2。在每个大于1 hm2的样地内各设置3块400 m2（20 m×20 m）的样方，样方间距大于20 m，在每个样方内按S型或梅花型布点，分别取0～20 cm、20～40 cm土层土样，将相同生境、相同层次的5个点的土样等比例混合为一个样，去掉土壤中可见的植物根系和残体，重复3次，编号，用于测定土壤化学性质与酶活性。

3.2 样品分析

脲酶：苯酚钠-次氯酸钠比色法；蔗糖酶：3，5-二硝基水杨酸比色法；过氧化氢酶：高锰酸钾滴定法；蛋白酶：茚三酮比色法。

3.3 数据分析

利用WPS Excel和SPSS21.0等软件，对观测和实验所得数据进行分析处理。

4 结果分析

4.1 土壤酶活性的季节变化

土壤酶是土壤的重要组成部分，是土壤各种生物化学反应的催化剂，参与土壤中的物质和能量转化过程。由于季节性气候温度的变化、植被种类的不同，不同土地利用类型的4种酶活性存在显著差异（图1）。

土壤蔗糖酶的活性依次表现为人工林>次生林>灌木林>原生草地>坡耕地，过氧化氢酶的活性依次表现为灌木林>人工林>次生林>坡耕地>原生草地，脲酶活性均依次表现为次生林>人工林>灌木林>坡耕地>原生草地，蛋白酶的活性依次变现为次生林>人工林>原生草地>坡耕地>灌木林。4种酶的活性中次生林的活性均表现为较高，原生草地和坡耕地的酶活性表现相对较低。原因主要有两方面：一是次生林林内的植被群落受外界的干扰较少，植被盖度较高，地表有机物丰富，为有机质的转化提供了丰富的酶促底物；二是林内土壤结构疏松，透气性透水性好，且林内湿度较大，温度适宜，有利于提高酶活性，加快酶的反应速度，促使更多的有机物质转化为易于植物吸收的成分。坡耕地和原生草地土壤酶活性较低的原因则是土壤表层的有机质堆积较少，提供酶促反应的底物较少，土壤板结严重，透气性差，地表土壤的水分较少，缺乏土壤酶反应的环境条件，从而导致土壤酶的活性较低。

从气候条件来看，4种土壤酶活性在不同的气候条件下变化情况有一定的相似性，均表现为雨季的土壤酶活性大于旱季。土壤酶对温度的变化很敏感，一般的来说，当温度过高时，土壤酶会丧失本身的活性，而温度过低时，虽然不会丧失活性，但会抑制土壤酶的活性；土壤水分同样影响土壤酶的活性，土壤湿度较大时，土壤酶的活性会提高，但是如果土壤湿度达到一定的值甚至达到饱和状态时，则会抑制土壤酶的活性，当土壤水分减小时，相应的酶活性也会减弱。雨季实验区内气候环境适宜，湿热的环境条件有利于土壤酶的产生以及酶活性的增加；旱季试验区内的温度明显降低，土壤的水分含量较少，相应的酶活性减弱。不同土地利用方式也存在一定的差异。从图1可以看出，次生林、人工林和灌木林受温度和水分的影响差异较大，但是坡耕地和原生草地的酶活性的差异性不明显，原因主要有两方面：一方面是坡耕地和原生草地的植被覆盖度低，地表堆积层薄，有机质含量较低，缺少发生酶促反应的底物；另一方面是区域内的土壤蒸发快，土壤水分含量较低，地表易板结。这表明，土壤温度和土壤水分对土壤酶活性有一定的影响。

4.2 土壤酶活性的垂直变化

由图2可以看出，0～20 cm、20～40 cm土层的4种土壤酶活性变化曲线有一定的相似性，即0～20 cm的土壤酶活性高于20～40 cm。表层土壤的土壤酶活性较高的原因是地表的凋落物层较厚，有机质含量较高，为酶促反映提供了充足的底物，凋落物的腐解会释放一部分酶进入土壤，提高酶活性；凋落物的腐解还会促使土壤表层微生物的数量和活性的提高，进而使得土壤酶的活性升高。随着土层的加深，土壤的容重大，土壤的孔隙度变小，透气性变差，抑制微生物以及植物根部的呼吸作用，从而减少酶的释放。土层加深，土壤的温度、水分以及微生物的数量也会随之降低。综上所述，土壤酶的活性随着土层的加深逐渐减小。杨式雄[8]等人对武夷山土壤酶的垂直分布做了详细研究，得出统一地类的土壤酶活性表现为上层高、下层低的层次性分布；吴旭东[9]等人探讨了不同种植年限的紫花苜蓿人工草地的土壤酶活性垂直分布的差异，3种酶的活性都随着土层的加深而降低，这一系列的研究与该研究结果一致，可以看出土壤酶的活性与土壤理化性质以及土壤养分的关系密切，尤其以地表有机质含量的影响最明显，因此酶活性是反映土壤养分情况的重要生物指标。

5 Y论

土地利用方式对土壤酶存在显著影响。不同土地利用方式的土壤酶的含量有明显差异。总体上来讲也存在一定的相似性，即次生林和人工林的土壤酶活性均表现较高。

季节变化影响土壤酶的活性变化，雨季气候环境适宜，湿热的环境条件有利于土壤酶的产生以及酶活性的增加，4种土壤酶的活性均表现为雨季大于旱季。

同一土地利用类型，不同土层深度土壤酶的活性不同，总体上是随土层加深，土壤酶活性降低；且不同土地利用方式，土壤活性随土层加深的变化幅度有所差异。

参考文献：

[1]

关松荫.土壤酶及其研究方法[M].北京：农业出版社，1986.

[2]Marx M C，Wood M，Jarvis S C.A microplate fluorimetric assay for the study of enzyme diverzity in soils[J].Soil Biology & Biochemistry，2001，33（12-13）：1633～1640.

[3]张咏梅，周国逸，吴 宁.土壤酶学研究进展[J].热带亚热带植物学报，2004，12（1）：83～90.

[4]董 艳，董 坤，郑 毅，等.种植年限和种植模式对设施土壤微生物区系和酶活性的影响[J].农业环境科学学报，2009，28（3）：527～532.

[5]Badiane N N Y，Chotte J L，Pate E，et al.Use of soil enzyme activities to monitor soil quality in natural and improved fallows in semiarid tropical regions[J].Applied Soil Ecology，2001，18（3）：229～238.

[6]Paz Jimenez M D，Horra A M，Peuzzo L，et al.Soil quality ：a new index based on microbiological and biochemical parameters[J].Biology and Fertility of Soils，2002，35：302～306.

[7]薛 S，李占斌，李 鹏，等.不同土地利用方式对干热河谷地区土壤酶活性的影响[J].中国农业科学，2011，44（18）：3768～3777.

第7篇：气候变化对土壤的影响范文

（一）大气中二氧化碳浓度增加

陆地生物圈通过光合与呼吸作用与大气不断交换二氧化碳气体。经过漫长的时间推移，大气中二氧化碳浓度达到了相对稳定的时期。但是自工业革命以来，人类对石化燃料的大量使用、森林破坏、人口与饲养家畜数量的急剧增加等人为因素的作用，引起全球大气二氧化碳浓度增加的速度比过去任何时期都快。

（二）全球气温升高

有报告指出，近100年来全球温度升高了0.74℃。这是近1000年来温度增加最大的一个世纪，尽管气候变暖问题仍然存在科学上的不确定性，但有90%的可能性是人类活动造成的。如果人类继续按照目前速度排放温室气体，那么二氧化碳有效倍增将在几十年内到来，届时全球平均气温将增加1.4~5.8℃。全球温度增高将改变各地的温度场，影响大气环流的运行规律，各地的降水量和蒸发量的时空分布也会改变；增温造成的海冰、冰川融化和海水受热膨胀还会使海平面上升，将给地球水资源、能源、土地、森林、海洋以及人类健康、物种资源、自然生态系统和农业生产带来巨大冲击，造成许多目前仍无法估计的重要影响。

（三）区域间降雨的不均衡

国家评估报告指出，近100年来，我国的年降水量有微弱的减少，虽然近50年来降水量呈现小幅度增加趋势，但区域间变化明显。未来降水频率和分布将发生变化，旱涝等极端天气事件发生频率会增加，强度会加大，对经济社会发展和农业生产等产生很大影响。气候变化将加剧水资源的不稳定性与供需矛盾，气温每上升1℃，农业灌溉用水量将增加6%~10%。

二、气候变化对农作物生长的影响

气候变化对农作物生长的影响是多尺度、全方位、多层次的，农业对气候因素变化非常敏感脆弱，是受气候因素变化影响最大的行业。光、热、水、二氧化碳是农作物生长发育所需能量和物质的提供者，它们的不同组合对农业生产的影响不同。温度增高将促进作物的生长发育，提早成熟，从而影响作物籽粒灌浆和饱满，降低作物营养物质含量和品质。

（一）二氧化碳浓度增加对农作物生长的影响

大气中二氧化碳浓度增加可以提高光合作用速率和水分利用率，有助于作物生长，小麦、水稻、大麦、豆类等C3作物产量显著增加，但对玉米、高梁、小米和甘蔗等C4作物助长效果不明显。现有研究指出，在二氧化碳浓度倍增，可使C3作物生长且产量增长10%~50%，C4作物生长且产量的增长在10%以下。然而，二氧化碳浓度增加对植物生长的助长作用（也称”施肥效应”），受植物呼吸作用、土壤养分和水分供应、固氮作用、植物生长阶段、作物质量等因素变化的制约，这些因素的变化很可能抵消二氧化碳增加的助长作用。

（二）降水对农作物生长的影响

农作物对降水存在类似倒U型曲线的敏感性关系。当降水严重不足时，农作物对水分的需求得不到满足,会出现干旱症状,从而影响作物的正常生长;当降水量增加到一定范围内,加上温度及光照的配合,作物得以茁壮成长;当出现连续大雨、降水量超过一定范围时,又会对作物产生不利的影响。在开花期出现阴雨会影响作物授粉,造成落花落果;长期阴雨还会诱发病害;降水量过多会造成农田渍害,严重时作物会被淹死。农作物各生育阶段对水分的需求是不同的,对水分的敏感性也不一样,也就是说敏感临界点和敏感性曲线的峰度都会发生变动。作物对水分最敏感时期,即水分过多或缺乏对产量影响最显著的时期,称为作物水分临界期。

（三）气候变化对农作物光合作用的影响

二氧化碳是植物光合作用的底物，其浓度升高必然会对植物的光合作用产生重要影响。当二氧化碳浓度增加时，植物光合作用增强、光合时间延长、光能利用率提高、光补偿点明显下降，而此时气孔阻力增加、气孔导度减小、蒸腾速率减少、呼吸速率降低，使单位叶面积土壤水分耗损率降低，提高了植物水分利用效率，从而提高了植物避旱能力。

（四）气候变化对农作物生育期的影响

温度和二氧化碳浓度的升高，可使大多数植物开花提前几天不等，一些主要农作物如小麦、水稻、大豆等在高浓度二氧化碳条件下，均提前数天开花。

（五）气候变化对农作物生长的区域水热要素分布和土壤肥力变化的影响

气候变化，无论变暖还是变冷以及温室气体浓度变化，都将导致光照、热量、水分和风速等气候要素的量值和时空格局发生变化，势必对农作物的生长产生全方位、多层次的影响。光照、水分、热量等条件决定着区域生物量，气候因素变化通过光、热、水等要素变化影响土壤有机质、土壤微生物的活动和繁殖而影响土壤肥力，温度升高或降水量减少会减少土壤有机碳含量，降低土地资源的生产力；温度降低或降水量增加有利于土壤有机碳的增多，其中以温度变化对土壤有机碳的影响起主导作用。

三、气候变化影响的对策

第8篇：气候变化对土壤的影响范文

衡山的植被、土壤和地质地貌发育都比较典型，我们在2008年5月25日～2008年5月30日对衡山进行了实习考察，学到了许多有关生态、土壤和地质地貌方面的知识，我们还亲身体验了祝融峰之高、水濂洞之奇、藏经殿之秀以及方广寺之深。

1.衡山土壤形成的自然条件

衡山主体为燕山期花岗岩，属于受一定程度变质的黑云母斜长花岗岩。由于断层发育，前山多悬崖峭壁，地势陡峻，后山较平缓。矿物组成长石约50%，石英30%，黑云母10%，还有白云母、斜长石和金红石等。由长石、石英和云母组成的伟晶质花岗岩，节理发育，抗风化能力弱，形成几米到数十米厚的风化层。衡山大部分地区的土壤土层深厚，质地较轻，为砂壤或砂土。花岗岩分布有第三纪红色岩系和前泥盆纪的浅变质岩，这些地区发育的土壤土层较薄，质地粘重。衡山山麓地区，东部主要为花岗岩，具三组节理，常有石英脉。西部主要为第三纪红色岩系和志留奥陶纪石英砂岩及千枚状面岩，在岩性方面，红色岩系比较软弱。自喜马拉雅运动以后，衡山东西两侧发生巨大断层，形成许多高峰、断崖和峡谷等。在上述地质地貌条件下，土壤成土母质多为花岗岩风化后的残积物和堆积物，剖面多砾石。

衡山土壤形成的气候和植被条件

海拔500米以下低山和山麓

海拔70米处年平均温度17.5℃，最冷月平均温度5.0℃，最热月平均温度29.7℃，年降水量1509.5毫米，以3～6月雨量最多，无明显干季，年蒸发量1200毫米，年相对湿度在80％以上，其中2～5月相对湿度高于90％

常绿阔叶林的苦槠、甜槠、面槠、青栲、石栎；针叶林的马尾松、杉木、毛竹；人工植物有油茶、油桐

红壤化过程不断进行，发育为山地红壤

海拔500～1200米

本地区年平均温度约15℃，最冷月平均温度3℃，最热月平均温度26℃，年降水量为1500～1800毫米，年相对湿度在85％以上，海拔560米处的半山亭年平均降水量为1659.8毫米

常绿阔叶林的青栲、石栎、冬青、厚叶山矾、云绵杜鹃、苦槠、甜槠、面槠；次生灌丛草地的茅栗、箭竹、映山红、美丽胡枝子、野珠兰、湖南连翘、大青、芒草、野古草

生物气候条件很适合山地黄壤和山地准黄壤带，土壤受水分影响呈黄色，发育山地黄壤和准黄壤

海拔1200米以上

本地区气温低、湿度大、云雾多、日照短、风力大，祝融峰年平均温度为11.3℃，最冷月平均温度0℃，最热月平均温度21.3℃，年降水量2130毫米，年蒸发量1000毫米，年相对湿度在85％以上，其中3～5月相对湿度高于90％，全年雾日多达240天，年平均风速6.8米/秒

草甸植物有芒草、野古草、鹅冠草、蓟、星宿菜、前胡、山莓、湖南连翘

高峰气候凉湿，风力很大，木本植物难于生长，被草甸植物取代，发育为草甸土

衡山属中亚热带季风气候，温暖湿润，南北来往气流频繁，降水丰富，干湿季节不明显，温度和湿度垂直变化明显。气象记录显示，海拔70米处的山下年平均温度17.5℃，最冷月平均温度5.0℃，最热月平均温度29.7℃，年降水量1509.5毫米，以3～6月雨量最多，无明显干季。海拔560米处的半山亭年平均降水量为1659.8毫米，海拔 1230米处的山顶年平均温度11.3℃，最冷月平均温度0.08℃，年降水量最高可达2342.6毫米。由于沟谷深远，云雾弥漫，全年雾日多达253天，海拔800米以上，云海茫茫，峰峦时隐时现，衡岳烟云名闻天下。山上风速大，望日台年平均风速6米/秒，为山下三倍，最大风速高达40米/秒，主峰全年七级以上风速达126天，最大达10级。

衡山植被受气候、地形和土壤等自然因素影响明显，由于人为干扰，植被屡遭破坏。衡山是中亚热带常绿阔叶林分布的典型地区，从残存植物来看，衡山过去阔叶林分布面积较大，而且是连续的。虽然植物种类成份不尽相同，但从山麓到山顶均有分布。常绿阔叶林是衡山地带性植被类型，常见树种有苦槠、甜槠、多脉青冈、石栎和樟树等。常绿阔叶林破坏后，逆向演替，被马尾松所替代。灌丛主要优势种有继木、映山红、美丽胡枝子、茅栗和花竹等，草丛优势种为野古草和芒草等。常绿阔叶林现残存约

800亩，大多分布在寺庙周围，人工植被有黑松林、杉木林、柳杉林、毛竹林、油桐林和油茶林等。

2.衡山主要土壤类型

特殊的自然条件对衡山土壤的发育产生了深刻影响，在不同的海拔高度上发育着不同的土壤类型，从山下到山顶呈现出有一定规律的土壤类型分布。

2.1红壤:主要分布在低山丘陵，生物气候条件与水平地带相似

根据衡山县气象记录，红壤分布的低山丘陵年平均温度17.5℃，年降水量1509.5毫米，主要植被是马尾松林和人工栽培的油桐油茶林，也有不少山丘是灌丛草坡，水土流失严重。成土母质和母岩有花岗岩、第三纪红色岩系、前泥盆纪浅变质岩系和第四纪红色粘土等。典型剖面位于南岳白龙潭东北山坡海拔200米处，其成土母质是花岗岩风化物，植被是马尾松林，林下有继木、箭竹和草类等，其剖面性态如下

0～20厘米

浅黄红色砾质重壤土，中间夹有不少石英砂粒，块状，稍紧实，马尾松粗根中等，有蚁穴，腐殖质少，ph4.9

21～38厘米

红棕色砾质重壤土，块状，紧实，根系和腐殖质均较少，有蚁穴，ph5.0

38～59厘米

棕红色砾质轻粘土，大块状，紧实，根系甚少，ph5.4

59～100厘米

鲜棕红色砾质重壤土，大块状，紧实，根系甚少，土体中夹有半风化的长石，ph5.7

 

红壤特点

剖面上部呈浅黄红色，下部棕红色，表明其在温暖湿润的气候条件下，母岩风化强烈，原生矿物遭受破坏，产生铁铝氧化物

石砾含量高，剖面上下变化不大，20%左右，有机质含量低，表土只有1.68%，向下显著降低

阳离子交换量不高，10.93～12.35μeq/kg土

活性铝含量较高，2.81～3.90μeq/kg土，ph随深度微增

2.2山地红壤：主要分布在海拔650米以下地区

主要植被有马尾松林、杉木林、灌丛和草坡，成土母质以花岗岩风化体的坡积物为主，其次是前泥盆纪浅变质岩系和第三纪红色岩系的风化体。衡山东南坡延寿亭附近发育有典型的山地红壤，其海拔400米，坡度25°，母质为花岗岩风化体的坡积物，植被是马尾松林，其剖面性态如下

o枯枝落叶层0～1厘米

半腐烂的枯枝落叶层

a淋溶层1～10厘米

灰棕色砾质重壤土, 粒状结构, 稍紧实, 中量根系，粘粒矿物向下淋溶

ab过渡层10～20厘米

暗红棕色砾质重壤土, 小块状结构, 紧实,少量根系

b淀积层20～60厘米

红棕色砾质轻粘土, 核状结构, 很紧实, 少量马尾松粗根,粘粒淀积，铁质胶膜

bc过渡层60～80厘米

红棕色砾质轻粘土, 杂岩石碎屑, 含正长石和白云母等矿物

c母质层80厘米以下

浅红棕色深度风化的花岗岩体，压实作用，铁游离

 

山地红壤特点

山地红壤具有明显的淋溶过程和富铝化过程，具有一个棕色到红棕色的剖面，层次明显

表土层厚约20～30厘米，为灰棕色砾质重壤土，粒状及块状结构

心土层厚30厘米以上, 为红棕色砾质轻粘土, 核状及块状结构

80厘米以下, 为浅红棕色花岗岩风化体, 其中尚能见到白云母和长石等原生矿物

山地红壤质地粘重, 粘粒有明显的下移现象，全剖面呈酸性反应, 代换性酸含量较高, 其中以活性铝为主，交换量较低, 盐基高度不饱和, 有机质含量很低

 

地点

延寿亭公路边

日期

2008.05.27

天气

晴

海拔

400米左右

土壤命名

山地红壤

气候

年平均温度

17.5℃

地形

地貌类型

中山

 

年降雨量

1509毫米

部位

中坡

 

无霜期

 

坡度

25°

 

冰冻期

 

坡向

阳坡

 

特殊气候

 

坡型

 

 

植被

类型

马尾松林

母质

松散母质

坡积物

 

优势种

马尾松

母岩

花岗岩

 

覆盖度

 

风化度

半风化

 

衡山山地红壤在高温高湿的气候条件下，成土母质是花岗岩，其母岩成分为石英、长石、云母和角闪石。挖好土壤剖面后，要用小刀自上而下修剖面，以恢复在挖掘过程中被破坏了自然状态的土壤，这样才可以观察到真实的剖面情况。记录完剖面形态特征后，为了避免上层土壤与下层土壤混在一起，可以自下而上逐层采集样品，通常采集各土层中部位置的土壤，而不是整个发生层都采。

在野外进行土壤调查的时候，可从剖面上刮下一些土壤，然后利用搓条的方法初步判断该土壤是砂土、壤土还是粘土。若该土壤不能够搓成条则为砂土，若可以搓成条，但是会断成一截一截的则为壤土，而可以搓成很光亮且能成环而不断的则为粘土。要判断土壤干湿程度可以刮下一些土壤握在手中，若可捏出水则该土壤为湿，没水但可以捏成团的为润，若该土壤摸上去凉且松散则为潮。

在母质、气候、地形、生物、时间和人为六大成土要素中，衡山的主体是花岗岩，母质单纯，造成衡山土壤垂直分布差异的主导因素是气候，通过地形影响气候，调节水热再分配。由于地形抬升造成水热再分配，山顶比山脚的年降水量约增加600毫米，气温约下降6℃，使得衡山土壤呈现出明显的垂直地带性。在不同的海拔高度上，风力对植被类型分布也有一定影响，进而通过提供有机质对土壤的垂直分布产生影响，人为因素破坏植被也起到了一定作用。

2.3山地黄壤：主要分布在海拔700～950米，山地红壤带排水不良和植被茂密的阴湿处，与下面的山地红壤和上面的山地准黄壤呈交错分布

主要植被有马尾松与杉木混交林、柳杉林以及箭竹灌丛等，成土母质主要为花岗岩风化体的残积坡积物，地势陡峻，平均坡度在30°以上，土壤厚度比山地红壤浅薄一些。典型剖面位于藏经殿附近，海拔1000米左右，主要植被是常绿阔叶林壳斗科，其剖面性态如下

o枯枝落叶层0～7厘米

半腐烂的枯枝落叶层

a淋溶层7～21厘米

暗灰色砾质中壤土, 细粒状结构, 疏松, 根系多量，游离铁，针铁矿、含水

ab过渡层21～37厘米

灰棕色砾质中壤土, 粒状到碎块状结构, 稍紧实,中量根系

b淀积层37～61厘米

棕黄色砾质重壤土, 块状结构, 紧实, 少量根系,云母含量高，含针铁矿

bc过渡层61～93厘米

棕黄色砾质重壤土, 杂有花岗岩碎屑,铁的游离度没有那么高，红色稍浅，母质

c母质层93厘米以下

浅白色，未见风化长石

 

山地黄壤特点

山地红壤也具有明显的淋溶过程和富铝化过程，全剖面呈酸性反应

山地黄壤腐殖质含量比山地红壤高

表土层为灰黄色砾质中壤土，细粒状结构，心土层为棕黄色砾质重壤土，块状结构，底土岩屑

山地黄壤粘粒有向心土层聚积的现象，全剖面呈酸性反应, 代换性酸含量较高, 其中以活性铝为主，交换量较低, 盐基饱和度低, 有机质含量不高

 

地点

藏经殿

日期

2008.05.29

天气

晴

海拔

1000米左右

土壤命名

山地黄壤

气候

年平均温度

15.3℃

地形

地貌类型

中山

 

年降雨量

2047毫米

部位

中等切割

 

无霜期

 

坡度

上坡

 

冰冻期

 

坡向

阳坡

 

特殊气候

 

坡型

 

 

植被

类型

箭竹灌丛

母质

松散母质

坡积物

 

优势种

 

母岩

花岗岩

 

覆盖度

 

风化度

第9篇：气候变化对土壤的影响范文

论文摘要 对崇义县南酸枣所需的气候生态环境栽培进行了分析，并根据由崇义山区气候观测资料建立的气候要素计算模型，对南酸枣在崇义栽培的气候适应性进行了初步分析，提出南酸枣种植气候分区。

南酸枣（Choerospondias axillaris Burtt.et Hill），又称酸枣、五眼果等，为亚热带落叶阔叶乔木，生长快、材质优、花纹美丽、落叶量大，是优良的家具、装饰和工艺品用材。因其早期速生，生物量大，又是培养香菇等食用菌的主要原料树种，是一个速生树种，主干通直，枝叶繁茂，花、叶、果均可供观赏，适宜用作行道树及风景林。其果实营养丰富，含有多种对人体有益的氨基酸和药用成分，是一种纯天然绿色食品，可鲜食，还可加工成各种食品，以酸枣糕最受欢迎。

1 崇义县山区气候资源变化概况

崇义县城所在地海拔约240m，年平均气温17.9℃，最冷月1月平均气温7.6℃，最热月7月平均气温27.0℃，年≥10℃积温5 500℃左右，极端最低气温-8.0℃；年降水量1 602.9mm，3月份始达150mm以上，至5月份最大为243.2mm；年平均相对湿度83％，其中12月最小为80％，2月份始就达84％，3～6月均为85％，7月稍有下降为82％，8、9月又达85％左右；年日照时数1 425.5h，其中2～6月晴天的日数分别为4d、5d、3d、2d和3d（其他为阴天的或雨天），可见在雨季日照较少。

2 南酸枣栽培所需的气候生态环境

2.1温度

温度是影响南酸枣树生长发育的主要因素之一，直接影响着南酸枣树的分布。春天气温上升至13℃以上树芽开始萌动，18℃以上抽梢展叶、花芽分化，20℃以上开花授粉受精，24℃以上果实正常生长发育。秋季气温降到15℃以下，落叶休眠，初霜后，树叶很快落完。南酸枣树喜光性强，一般在阳坡光照充足的地方生长健壮、产量高、品质好。因此，花期与果实生长期的气温是南酸枣树栽种区域的重要限制因素。

2.2湿度

南酸枣树不同物候期对湿度的要求不同。花期要求较高的湿度，授粉受精的适宜湿度是相对湿度70％～85％，若此期过于干燥，影响花粉发芽和花粉管的伸长，导致授粉受精不良，落花落果严重，产量下降；相反，雨量过多，尤其是花期连续阴雨，气温降低，花粉不能正常发芽，坐果率也会降低。果实生长后期要求少雨多晴天，利于糖分的积累及着色。

2.3光照

南酸枣树的喜光性很强，光照强度和日照长短直接影响其光合作用，从而影响生长和结果。因此，在生产中，除进行合理密植外，还应通过合理的冬、夏修剪，塑造良好的树体结构，改善各部分的光照条件，达到丰产、优质。

2.4土壤

土壤是南酸枣树生长发育中所需水分、矿质元素的供应地，土壤的质地、土层厚度、透气性、pH值、水、有机质等对南酸枣树的生长发育有直接影响。南酸枣树对土壤要求不严，抗盐碱，耐瘠薄。在土壤pH值5.5～8.2范围内，均能正常生长，土壤含盐量0.4％时也能忍耐，生长在黏重土壤中的南酸枣树，因土壤透气不良，根幅、冠幅小，丰产性差。这主要是因为土壤给南酸枣树提供的营养物质和生长环境不同所致。因此，对生长在土质较差条件下的南酸枣树，要加强管理，改土培肥，改善土壤供肥、供水能力和透气性，满足南酸枣树对肥水的需求，达到优质稳产的目的。

2.5风

微风与和风对南酸枣树有利，可以促进气体交换，改变温度、湿度，促进蒸腾作用，有利于生长、开花、授粉与结实；大风与干热风对南酸枣树生长发育不利。

3 南酸枣气候适应性初步分析

我们用山区不同剖面的气候观测资料，通过多元回归的方法得出了崇义山区无观测资料地区气候要素的计算模型。主要有：①年平均气温变化模型：T年=18.8-0.004 9×H，其中T年为不同高度的年平均气温，H为海拔高度（下同）；②年≥10℃积温变化模型：∑T≥10℃=5 971.8-1.944 2×H，∑T≥10℃为不同高度的≥10℃积温；③年降水量变化模型：R年=1 304.7+1.36×H-0.000 65×H2，R年为不同高度年平均降水量；④年日照时数变化模型：S年=1 732.2-1.177×H+0.000 64×H2，S年为不同高度年日照时数。通过以上模型就可很容易推算崇义山区不同高度主要气候要素的值，其他不好推算的气候要素如相对湿度、极端最低气温等也有规律可循：相对湿度一般与降水关系密切，随高度上升增大；极端最低气温随高度上升降低；日最高气温≥30℃、35℃的高温日数随高度上升显著减少。 转贴于