气候变化对土壤的影响篇1
气候变暖作为全球变化的主要表现之一，已经成为一个不争的事实［1－3］。自工业化革命以来，人类活动包括化石燃料的燃烧和土地利用／覆盖度的变化，已使地球大气层中Co2的浓度上升了30％，造成地球表面的平均温度在20世纪升高了（0．60±0．2）℃，预计到21世纪末地球的平均温度还将继续上升1．4～5．8℃［4，5］。ipCC（intergovernmental panel on Climate Change）第3次评估报告对北半球的树木年轮和沉积核等估算数据以及仪器观测的数据所得到的地球表面温度变化进行了总结，并结合各种气候模型模拟了过去的气温变化，以iS92a（温室气体排放方案）情景对未来100年全球平均温度进行了预测。尽管各种方法所估算的结果在量上存在一定的差别［6］，但温度上升的趋势是一致的。由于所有的物理、化学和生物学过程都对温度反应敏感，上述地质历史上前所未有的气候变化将对陆地植物和动物的生长和分布以及生态系统的结构和功能产生深远的影响，并通过生态系统和全球碳循环反馈于全球气候变化［7］。陆地碳循环作为全球碳循环中最重要的环节之一，涉及问题最多，也最复杂，陆地生态系统作为最可能的未知碳汇所在地已成为目前研究的热点区域［8］，它同时也是目前研究中存在最不确定性的生态系统之一［9－12］。草地作为陆地植被中重要的植被类型之一，在区域气候变化及全球碳循环中扮演着重要的角色［13，14］，日益受到碳循环研究者的重视，对其相关的研究也得到了较快的发展。草地生态系统覆盖地球表面土地面积的1／4～1／3［15］，其面积约为44．5×108 hm2，碳贮量达761pg，其中植被占10．6％，土壤占89．4％［16］，研究草地生态系统碳循环有助于增进对全球碳循环的理解，更加准确评估碳循环及其由此引起的气候变化具有十分重要的作用。1 对草地生态系统净初级生产力（npp）的影响草地生态系统净初级生产力是指单位时间、单位面积上草地植被光合产物与自养呼吸的差值，它是草地生态系统最主要的碳输入方式。气候变暖不仅可以直接影响光合作用来改变生态系统的npp，还可以通过改变土壤氮素矿化速率，土壤水分含量，间接影响生态系统的npp［17，18］，是反映群落固碳能力的重要指标。研究发现，气候变暖可以增加npp。morgan等［19］指出，在未来温度升高2．6℃的条件下，美国矮草草原的生产力将增加。周华坤等［20］采用国际冻土计划（iteX）模拟增温效应的结果表明，在温度增加1℃以上的情况下，矮嵩草（Kobresia humilis）草甸的地上生物量增加3．53％，其中禾草类增加12．30％，莎草类增加1．18％；也有研究表明，气候变暖使得西欧寒温草地生态系统的多年生禾本科非克隆类草叶面积指数增加，但增加的主要原因是由于增加了单株的分蘖数而不是增加了单位分蘖的叶面积［21］，从而增加草地生态系统npp。但也有研究发现，气候变暖可以降低npp，尽管光合作用在增温条件下可以固定更多的Co2，但是气候变暖可导致自养呼吸的增加，最终使得npp降低［22］。Smith等［23］通过研究指出，随着温度上升2～3℃以及与之相伴的降水量的下降，在亚洲干旱和半干旱区域的草地生物量将下降40％～90％。模拟全球变暖带来的温度升高和降水变化对植被生产力和土壤水分的影响表明，温度升高造成环境适应差的野古草（arundine hirta）生产力显著下降，致使整个群落的生产力降低；将相同的自然植被用渗漏测定计移入海拔50m的生产力显著低于移入高海拔460m实验点，而对铁杆蒿（artemisia sacrorum）和黄背草（themeda japonica）的影响较小［24］。肖向明等［25］运用CentURY模型模拟的结果表明，除气候变暖水分限制条件促进高Co2水平情况外，未来气候变化导致羊草（Leymus chinensis）草原和大针茅（Stipagrandis）草原的npp显著下降［26，27］。气候变化导致草原npp下降的原因，据张国胜等［28］对高寒草甸牧草生长的研究认为，尽管气温有所升高，但牧草返青期气温回升速度在逐年减缓，牧草枯黄期气温降低速度逐年增大；虽然降水量总体有所增加，但是主要分布在冬季，对植被生长发育不利，主要优势牧草嵩草（Kobresia）生长高度下降，高质量牧草减少，生物量减少，进而影响了草地npp。因此，草地生态系统的npp对气候变化的响应不同，是受气候变暖条件下水分、Co2浓度、温度等关键因子及各关键因子交互作用的影响，同时不同草地类型的npp的响应也是不同的。但总体来看，低纬度地区生态系统npp一般表现为降低，而中高纬度地区通常表现为升高或不变。2 对土壤呼吸的影响土壤呼吸是指未经扰动的土壤中产生Co2的所有代谢过程，包括土壤微生物呼吸、土壤无脊椎动物呼吸和植物根系呼吸3个生物学过程以及土壤中含碳物质的化学氧化过程［29，30］。其中，普遍认为森林和草原土壤无脊椎动物呼吸的作用不是十分明显。因此，在森林以及草地生态系统中，土壤微生物呼吸以及植物根系呼吸成为土壤呼吸研究中的重要组成部分，其中根系呼吸的贡献率随生态系统的不同差异很大［31］（表1），尤其是一直作为研究难点的植物根系呼吸与土壤微生物呼吸的区分问题近年来逐渐受到关注［32］。土壤呼吸之所以与气候变化有关系，是因为土壤呼吸所释放的Co2是温室气体之一，大气中Co2的不断升高加剧了温室效应，可能导致全球变暖。全球变暖会大大刺激呼吸作用，导致更多的Co2释放到大气捕捉热量。因此，在气候系统与全球碳循环之间形成了一个正反馈环，使二者被加强［33］。气候变化几乎影响到植物土壤呼吸过程的各个方面，在生物化学和生理方面，呼吸系统包括许多酶以驱动糖酵解、三羧酸循环和电子传递链［34－37］。在高温范围内，腺苷酸（包括腺苷－磷酸，amp；腺苷二磷酸，aDp；腺苷三磷酸，atp）和底物供应对调控呼吸作用通量具有重要作用［38］。 #p#分页标题#e#气候变化对根呼吸的影响主要是温度高低决定的。当温度较低，呼吸速率主要受生化反应限制时，根呼吸也是随着温度升高呈指数增加［39，40］。温度较高时，那些主要依赖扩散运输代谢和代谢产物成限制因子，超过35℃，原生质体开始降解。低温时如果氧气含量较低，扩散运输物理过程限制呼吸［41］。温度变化也影响根的生长，间接地影响根呼吸，一年生草本［42］和多年生草本［43－46］在温度较高时生长较快。控制试验［47］也证明了根的伸长生长具有一个最适温度，超过最适温度后开始下降，而且最适温度在不同类群中差异很大，部分原因是由于植物适应了不同温度。由于温度变化导致根的生长间接地影响根呼吸与植物发育阶段。例如：来自坦桑尼亚的塞伦盖蒂（Serengeti）草原11个研究地点的平均值表明，各月的根生物量在6月最高，2月最低；大豆（Glycine max）和高粱（Sorghum bicolor）根呼吸释放Co2从营养阶段到开花阶段显著增加，然后下降［48］。苋属植物（amaran－thus）的根呼吸则在营养生殖阶段最高，之后随着发育阶段的延长而降低，枝条和根活动的物候变化对土壤呼吸的季节性有重要作用［49］。另外，在沿海拔梯度和土壤加温的研究中发现草地自然群落中根呼吸主要与光合有效辐射（paR）相关，而不是与土壤温度相关［50，51］。因此，气候变暖在短时间内尽管可以刺激根系自养呼吸，从而使土壤呼吸产生大量的Co2，但增温并不能长期使土壤呼吸持续增加，即随增温时间的延长，土壤呼吸（根呼吸）对温度变化表现出一定的适应（acclimation）和驯化（adaptation）现象，从而降低和缓解草地生态系统对全球变暖的正反馈效应［52，53］。根系自养呼吸和微生物异氧呼吸是草地土壤释放Co2的主体。土壤温度、湿度、微生态环境的变化都会影响到土壤微生物量、微生物活性和微生物群落结构。气候变暖导致土壤温度升高，进一步刺激土壤微生物，从而通过控制土壤有机质分解速率和养分有效性最终影响陆地生态系统的碳平衡［54］。因此，研究草地土壤微生物对气候变暖的响应对预测草地生态系统碳贮量有至关重要的作用［55］。目前，有关气候变暖对土壤微生物量的影响还没有统一的结论，主要存在以下不同观点：其一是减少，例如Rinnan等［56］通过对亚北极地区苔原生态系统增温进行研究，发现增温15年后，增温点的微生物量明显低于对照点，即温度升高降低了土壤微生物量；其二是不变，例如张乃莉等［57］认为变温对土壤微生物量没有影响，更多的研究也得出了类似的结论［58，59］；关于温度升高增加土壤微生物量的报道很少［60，61］。由于手段和技术的原因，这部分研究还存在很大的不确定性，很难完全解释气候变暖对土壤微生物活动产生的影响，需要对此进行更深入和全面的研究。土壤呼吸随温度的变化习惯上用Q10表示，在生理生态学中指5～20℃，温度每增加10℃呼吸增加的倍数。定义如下：Q10＝Rt0＋10／Rt0（其中，Rt0和Rt0＋10分别是参比温度t0和温度t0＋10℃时的呼吸速率）。当温度和土壤呼吸之间的关系用一个指数函数拟合时，Q10就可以通过方程Q10＝e10b中的系数b估计出来。Q10的微小变化可能引起对土壤呼吸评价的很大变化，从而导致对未来土壤碳损失量预测的重大误差。因此，充分理解温度及其他因素对土壤呼吸敏感性的影响是预测未来气候变化下土壤碳平衡的关键。但是正如前面所述，土壤呼吸各分室对温度的敏感性不同，且土壤呼吸温度敏感性存在着相当大的时空变化，这可能与温度以外的土壤理化性质等因素的空间分异有关。一般对于不同生态系统和不同尺度土壤呼吸的Q10不尽相同，根据将近15年所整理的数据，全球Q10的中间值为2．4，变化范围是1．3～3．3［62］，高纬度地区大于低纬度地区，温带草原Q10为2．0～3．0。3 对凋落物的影响草地生态系统凋落物是指草地生态系统内，由植物、动物和土壤微生物组分的残体构成，也称残落物，其中微生物是生态系统的重要组成部分，在草原生态系统的物质循环和能量转化中占有重要地位［63］。残落物是为分解者（微生物）提供物质和能量来源的有机物质的总称，包括地上部分的枯枝落叶以及地下根系的凋落物，通常以月或年来表示单位时间内植被的凋落物量，即单位面积、单位时间地面上形成的凋落物量。凋落物包括枯立木、倒朽木、枯草、地表凋落物和地下枯死生物量等，是草地生态系统碳库的重要组成部分，在维系生态系统结构和功能中具有不可替代的作用，是维系植物体地上碳库与土壤碳库形成循环的主要通道之一。凋落物分解过程研究因其在生物地球化学循环中的重要地位而具有悠久的历史［64］，20世纪80年代后期，国际学术界即开始关注气候变暖、大气Co2浓度倍增对凋落物分解速率的可能影响［65］。气候变暖对凋落物分解的影响，一方面体现在影响凋落物的生产量和质量［66］。一般认为，气候变化对于凋落物在碳素和营养循环中起着重要作用［67］。气候变暖通过延长植物生长季和改变植物物候条件间接影响着凋落物的量。而纬度和海拔差异对凋落物的影响也十分明显，一般随纬度增高凋落物的产量下降。Heaney和proctor［68］在哥斯达黎加2 500m的垂直海拔带上，发现海拔升高，凋落物分解速率下降2．7倍。主要原因可能是温度升高导致草地植被地上生物量的减少［69，70］，从而影响了凋落物的量；凋落物的质量是影响凋落物分解的内在因素，通常是以凋落物含养分量的高低来衡量，并以各种含碳化合物与养分含量的比值来表示，也可以养分含量直接表示。在气候变暖对凋落物质量的影响方面，单独的气温上升会增加凋落物的产量，但对凋落物的质量是否会有明显的影响还未见报道［71］。如果考虑导致温室效应的大气Co2浓度的上升，则会有凋落物C／n增加的效应，C／n的增加使分解速率下降［67］。不同植物产生的凋落物数量和化学成分也有很大差异。凋落物中木质素／氮能够比氮素浓度更好地预测分解速率［72］，同时凋落物本身的一些生物学特性对凋落物分解也有很大的影响，如凋落物的分解与其初始碳、氮和磷浓度有紧密的关系，孙晓燕等［73］研究结果进一步表明，参与分解的凋落物种类即功能群多样性的增加可能使得混合效应产生的可能性增加，但凋落物的生物学特性是产生混合效应的主要决定因素。#p#分页标题#e#另一方面气候变暖也影响凋落物的分解速率。例如王其兵等［74］评价气候变化对草甸草原、羊草草原和大针茅草原混合凋落物分解过程的可能影响时发现：较之当前气候，在气温升高2．7℃，降水基本保持不变的气候变化情景下，这3种草原类型凋落物的分解速率分别提高了15．38％，35．83％和6．68％；而在温度升高2．2℃或更高，降水减少20％或更高的气候变化情景下，各种凋落物的分解速率将降低。noah和Craine［75］利用Q10研究了温度升高对凋落物分解的影响，表明不同枯落物分解对温度的敏感性不同。这对于探讨当前全球气候变化条件下系统内物质循环具有科学的指导作用。总之，气候变暖主要影响凋落物产生的量和质量以及分解速率，但是气候变暖不仅仅是温度的升高，伴随着还有一些其他环境因子的变化，例如大气Co2浓度的上升、土地利用和覆盖物的变化以及土壤水分和养分供应变化对凋落物的影响，草地生态系统物种组成以及物种之间的相互作用等，是由于温度升高这个单一还是多因素相互作用共同导致的结果对凋落物产生的量和质量以及分解速率造成影响，还需要进一步的研究和试验验证。4 对土壤碳库的影响在草地生态系统中，土壤的碳贮量约占草地总碳贮量的89．4％［76］。因此，土壤碳库的微小变动都会对大气Co2浓度产生重要影响，而且土壤有机碳含量关系着在全球气候变化和生物多样性发育上的服务功能［77，78］。因此，草地土壤碳库碳贮量及其变化和调控机制的研究是草地碳循环研究的核心［79］。土壤碳库包括土壤中的有机碳和无机碳。由于无机碳以碳酸盐的形式存在，活性很低，对环境因子的反应不敏感，所以研究主要侧重于土壤有机碳库。土壤是大气Co2的主要来源之一，每年释放68～75pg碳到大气中［76］，土壤碳储量约是大气碳库的2倍，是植被碳库的3倍［80］。土壤Co2排放量与温度之间的正反馈关系受到了广泛关注，气候变暖加剧了土壤碳的排放。由于影响这种反馈关系的因素非常复杂，因此，在土壤碳循环研究中还存在很大的争议。目前主要有2种观点：其一，认为土壤温度上升将极大提高土壤碳的释放，气候变暖后土壤是一个相当大的碳源［22，81，82］；而另一种观点认为，土壤有机碳的分解对气候变暖具有适应性，随着温度持续上升，土壤呼吸对温度的敏感性下降［82］，即土壤碳循环对气候变暖的反馈是有限的。在草地生态系统中，土壤有机碳的来源主要是植物残根，凋落物层的分解也向土壤输入一部分有机碳。草原中土壤碳主要以有机质的形式存在，而且主要集中于0～20cm的表层土壤中［83］。一般来说，气候因子主要是通过影响植被以及凋落物的分解速率改变进入土壤的有机质数量。王淑平等［84］对中国东北样带（neCt）土壤碳、氮、磷的梯度分布及其与气候因子关系的研究发现，土壤有机碳含量和降水量之间呈显著正相关，温度对土壤有机碳的影响很复杂，土壤有机碳含量和年均温相对海拔的偏相关系数呈显著负相关，即适宜的温度有利于土壤有机碳的积累，否则对有机碳的积累具有负效应。此外，不同生态系统土壤有机碳含量对气候变化反应不一，例如：陶贞等［85］对高寒草甸土壤有机碳研究发现，随着全球气候变暖，大气Co2的施肥效应将促使高寒草甸生态系统地上部分固碳量增加，有利于土壤上部根和有机质的积累。但是研究发现［86］，北极苔原生态系统因施肥效应导致土壤根部有机质分解大于地上植物产量，造成苔原生态系统土壤有机碳损失。气候因子对草地生态系统土壤碳库的影响不是单方面的，它通过碳输入和输出影响着草地土壤碳库的大小，是一个复杂的过程。主要是气候因子决定了植被种类的分布、光合产物生成量和土壤微生物的活动强度，因此对土壤有机碳的固定和矿化分解过程有极大的影响。从整体上讲，气候变暖对草地生态系统土壤碳库的影响有2个方面［6］，一方面温度升高改变了植物生长速度，提高了草地植被的净第一性生产力和固碳能力，植被向土壤输入更多的碳，从而有利于土壤碳库的增加；另一方面，温度升高，土壤微生物及酶的活性受到影响，改变了土壤原有的理化性质，加速土壤矿化速率，导致土壤有机碳分解，土壤呼吸加剧等，使土壤碳库储量减少。5 问题与展望全球变暖对草地生态系统的影响是一个复杂和长期的生态过程。目前，尽管关于气候变暖对草地生态系统土壤碳循环的影响及反馈机制取得了大量研究成果，但是气温变暖不仅仅是温度的升高，伴随着例如大气Co2浓度的上升、土地利用和覆盖物的变化以及土壤水分和养分供应变化等其他环境因子的变化对草地生态系统碳输出和输入的影响，而且就草地生态系统而言，其分布地域比较广，草地类型种类多，该领域仍然还有一些问题和不足，在未来尚需加强研究。1）加强全球背景下草地生态系统土壤冬季呼吸研究。目前草地土壤呼吸的研究多集中在生长季，有关土壤呼吸冬季特征的报道很少。对年土壤呼吸量的估算大多基于冬季土壤呼吸为0的假设［87］。另外，研究发现冬季积雪能够防止土壤冻结，维持微生物活力，显著影响生态系统的碳平衡［88］，而气温变暖，尤其是冬季增温和积雪覆盖的减少对于土壤呼吸的影响，对深刻认识生态系统碳循环和碳平衡，以及预测全球变暖对陆地生态系统碳汇／碳源有重要意义。未来研究应加强草地生态系统冬季土壤呼吸的测定以及模拟增温条件下土壤呼吸的变化研究。2）加强气候变暖与其他气候因子协同作用的研究。当前研究大多集中在单因子或少数因子之间的相互作用对草地生态系统碳循环的影响，因此，在研究过程中通过建立模型来分析气候变暖与其他气候因子的联合效应将是以后研究的重点和难点。3）加强气候变暖对草地根际微生态系统影响的研究。根呼吸与微生物呼吸的区分是土壤呼吸研究的一个重点和难点。气候变暖通过根系生产力、根呼吸、根系分泌物及死亡的根组织，影响着各组分碳通量变化及其对草地生态系统地下碳分配的贡献，并且对气候变暖有明显敏感性。然而，由于根际微生态系统的复杂性和缺乏有效的手段和方法，诸如根的分泌物以及死亡的根组织碳的分解本应属于微生物的异养呼吸，但目前的研究均被归类为根呼吸的组成部分［89］，成为草地生态系统对全球变化响应的不确定因素，因此还需进一步研究。#p#分页标题#e#4）加强气候变暖下以草地农业生态系统耦合理论为核心的现代畜牧业的研究。自工业化革命以来，人类活动已使地球大气层中Co2的浓度上升，造成地球表面的平均温度升高，但是人类经济发展是不可逆的，人类活动必然进一步影响草地生态系统生态安全和健康。既有利于生态系统碳的固定，又有利于区域经济发展的放牧强度或者利用方式等问题，以及气候变暖下草地畜牧业生态系统内部各生产层之间以及不同类型的系统之间在时间及空间上全方位的耦合，将是未来科学家关注的焦点。
气候变化对土壤的影响篇2
关键词土壤水分；降水量；变化规律；内蒙古通辽；2001—2012年
中图分类号S152.7；S161.6文献标识码a文章编号1007-5739（2013）16-0219-02
土壤水分的变化及区域差异不但对于区域水文有较大影响，而且通过植被、土壤等对气候都有着很大的影响[1]。1982年以来，我国对土壤水分状况的研究取得了较多的成果[2-3]，这些研究成果在区域农业生产、生态环境治理和经济可持续发展方面发挥着重要作用[4-6]。
全球气候变暖必然对生态环境带来不同程度的影响，进一步加剧中纬度地区的干旱趋势[7-8]。通辽市旱涝灾害频繁发生，其中干旱是影响农牧业最主要的灾害，研究在水分循环中扮演重要角色的土壤湿度的变化意义重大。该文基于对土壤湿度影响最显著的降水量资料，分析2001—2012年通辽市土壤水分变化规律及其与降水量的关系，为干旱预警工作、区域农业生产提供参考。
1研究地区与研究方法
1.1研究区概况
通辽市位于内蒙古东部，年降水量350～400mm，受地形影响明显。蒸发量的分布与降水量相反，年蒸发量是年降水量的5～7倍，该地区气象灾害频繁，干旱是最主要的灾害。
1.2资料来源与预处理
采用2001—2012年通辽市8个气象站的土壤水分、降水数据，用4月上旬至10月下旬固定地段0～30cm土壤相对湿度来表示土壤水分，分析2001—2011年降水量与土壤水分之间的关系，用2012年数据进行检验。
1.3研究方法
采用线性回归、相关分析等数理统计方法。回归分析就是寻找因变量随自变量变化而变化的直线趋势，可以用回归方程y=a+bx来表示，其中，a为回归常数，b为回归系数，a和b可以用最小二乘法求取，并对方程进行显著性检验。
2结果与分析
2.12001—2011年通辽市降水量变化特征
由图1、2可知，通辽市30年平均降雨量为377.0mm，年内降水表现为双峰型，分别在7月上旬和8月上旬。从7月上旬至8月中旬，通辽市进入主汛期。2001—2011年除2005年外，其余10年平均降水量均在常年值之下，其中2008年最接近常年值。通辽地区暖干化趋势明显，符合全球气候变暖趋势。从各地区来看，2001、2002、2007、2009年各站降水量均在常年值以下，其中2001年开鲁仅为179.0mm，是近11年来降雨量最少的单站，其次是2007年的科区，为183.0mm。2003年的左中、2004年的扎旗和2005年的后旗降雨量在500mm以上。整体来看，通辽市北部及南部地区降雨量略多，中部略少。这是由于地形的影响，通辽市北部是山区，南部是浅山、丘陵，地势较高，而中部为海拔较低的平原。
根据降水距平百分率大小进行降水年型等级划分，-20%～20%为正常年，>20%为丰水年，
2.22001—2011年通辽市土壤水分变化特征
对通辽市各站逐旬平均土壤相对湿度进行分析，2001—2011年全市平均土壤相对湿度在49%左右，7月中旬和8月上旬出现双峰型，平均土壤相对湿度达54%～55%。5月上旬的峰值、9月下旬的谷值以及10月上旬平均土壤相对湿度的回升，与降水量的旬月变化相吻合。全市平均土壤相对湿度整体波动较为平缓，4月下旬至5月上旬出现峰值是由于通辽市接墒雨多出现在这段时间，而全市大部分地区透雨集中在6月中旬，致使6月中旬土壤相对湿度较好。而5月中旬至6月上旬蒸发量远远大于降水量，导致土壤水分下滑明显。从7月上旬开始通辽市进入主汛期，夏季降水增多，土壤水分得到改善。
从地区来分析，左中、后旗、开鲁2001—2011年平均土壤相对湿度在57%～71%，为通辽市土壤水分较好地区；巴区、扎旗、科区、奈曼在40%～50%；库伦在30%以下，这与库伦地区地风沙土的土壤类型有关。
2.3降水量与土壤水分关系研究
由图3可知，近11年来全市平均降水量呈波动上升趋势，趋势线斜率为2.35，同时全市平均土壤相对湿度也呈上升趋势，趋势线斜率为0.60。在时间上全市平均土壤相对湿度与平均降水量有很好的对应关系，多年变化趋势一致。2003、2005、2008、2010年平均土壤相对湿度与降水量一致，呈现在峰值；其他年份土壤相对湿度随降水量减少，呈现在谷值。2011年降水量为305.6mm，略少于多年平均水平，平均土壤相对湿度为56%，仅次于2005年的57%，降水对土壤水分的补给主要通过渗透作用，具有相对滞后性，所以在2011年表现出较高的土壤相对湿度。
3结论与讨论
（1）通辽市降水主要受到地形的影响，呈现南北多、中部少的空间分布不均的特点。从时间上看，年内降水分布差异明显，降水主要集中在7月上旬至8月上旬，占年降水总量的40%。通辽地区暖干化趋势明显。
（2）土壤相对湿度的年内变化趋势符合降水量变化趋势，时间上有很好的对应关系，在α=0.01水平上显著相关。4月下旬至5月上旬的峰值，5月中旬至6月上旬的谷值及7月上旬至8月上旬的峰值，均符合通辽市气候变化特征。左中、后旗、开鲁等地属通辽市土壤水分较好地区，库伦地区土壤水分较差，其余大部分地区土壤水分维持一般水平。
（3）该文只考虑单一因素对土壤水分的影响，且只研究了0～30cm土层的土壤水分，对于其他气象要素对土壤水分的影响及更深层的土壤水分的变化规律有待进一步研究。
4参考文献
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气候变化对土壤的影响篇3
关键词CCS二氧化碳的泄露包气带
中图分类号：S153文献标识码：a
1Co2的地质储存与Co2泄露
二氧化碳的排放及其对全球气候的影响问题早已被世人关注，由于全球气候变暖问题日趋严峻，捕获和埋存废气中的二氧化碳是避免气候继续变暖的有效途径之一，同时要求二氧化碳须埋存几百或几千年。二氧化碳地下埋存可应对因能源需求增长和二氧化碳排放量增加带来的挑战，必将为全球资源及环境的高水平、高效益开发和可持续发展提供理论及实践依据。CCS技术是指通过碳捕捉技术，将工业和有关能源产业所产生的二氧化碳分离出来，再通过碳储存手段，将其输送并长期封存于生物圈、地下构造层或海洋等与大气隔绝的地方，以减少二氧化碳在空气中的含量。而二氧化碳在地下构造层中的封存又称为地质封存。现已研究确定了三类主要地质封存储层是咸水层、衰竭油气藏和煤层。
近年来，我国在相关CCS示范工程中开展了Co2地质储存逃逸通道及环境监测的研究，为Co2地质储存场地选址、场地勘查与工程建设提供了主要的依据。虽然Co2灌注场地经过适当的工程选址评价以及采取合适的工程管理方法可以降低Co2地质储存泄露的风险，但仍然存在二氧化碳泄露的可能。ipCC（政府间气候变化专门委员会）特别报告指出，Co2地质储存过程中可能出现两种泄露情景。一是Co2注入井发生破裂或者从泄露井中泄露，从而引起Co2迅速从储层泄露，这种情况主要影响泄露事故发生地周围的工作人员；二是通过地质构造中的断裂、断层等发生逃逸，这种情况主要会对浅部含水层的水质以及地表生态系统造成影响。
2Co2对土壤包气带的影响
Co2逃逸侵入包气带时，可导致土壤的酸化和土壤中氧的置换，进而影响植被生态系统，高流量的Co2引起土壤气体中Co2浓度增高，会导致植物呼吸作用受限，甚至死亡。此外，低pH值和高浓度Co2环境可促使部分生物大量繁殖，导致另外一部分生物由于自然竞争的优胜劣汰而逐渐萎缩甚至消失。一般土壤里Co2的正常含量应该维持在0.2%～0.4%之间，当含量增加到5%时将对植物的生长产生不利的影响，当上升至20%时，Co2将变成有毒物质。因此，长期存在Co2逃逸的陆地表面附近，植物一般很难生长。
土壤酶、土壤微生物及根系分泌物是维持土壤微生态系统功能的主要因素。其中，土壤酶主要来自微生物、植物根系分泌物及动植物残体分解释放的酶。酶直接关系到土壤的物质循环过程，主要表现在营养元素对植物的有效性和植物根系对其吸收过程的影响。土壤温度的升高会直接导致土壤酶的活性改变，影响植物根际微生态系统。作为土壤微生态系统另一重要部分的土壤微生物，其数量、活性及群落结构对根际土壤酶活性起着决定性的贡献作用，同时亦直接关系到根际物质循环过程及根系养分利用特征，而土壤微生物数量、活性及群落结构特征却主要受植物根系分泌物的影响。根系分泌物的种类和含量的变化是会受到植物根际生物量的影响。由此可知植物根际微环境各部分之间有着紧密联系。
3讨论
关于二氧化碳地质储存的研究由最初的储存原理，到储存地点、选址方法、以及储存潜力和容量，后来研究热点主要集中在盖层潜在安全性分析及Co2储存过程中对含水层水质的影响，目前对于封存过程中二氧化碳的运移规律以及对封存的化学影响还只是存在于计算机软件（如tough2）模拟阶段。Co2泄露穿透含水层进入包气带会对地表环境产生影响，如对土壤微生物、酶活性的影响以及对土壤自身pH值、孔隙度、负压、含水率。Co2入侵包气带可以引起土壤温度的升高，温度升高的具体原因有待确定：
（1）可能是Co2浓度的升高影响微生物的代谢导致呼吸速度加快从而引起土壤包气带的温度升高，进而又反过来影响土壤酶活性；
（2）也有可能是土壤包气带Co2浓度升高影响包气带pH值、孔隙度、负压、含水率的变化，从而使土壤的热容量和热传导率发生改变，进而使包气带温度升高，温度变化首先会对土壤中的土壤酶、根系分泌物及土壤微生物产生较大的影响，会改变土壤微环境，进而作用于植物地上部分，影响生态环境。
参考文献
[1]李雪静，乔明.二氧化碳捕获与封存技术进展及存在的问题分析[J].中外能源，2008，13（5）：104-107.
[2]孙枢.Co2地下储存的地质学问题及其对减缓气候变化的意义[J].中国基础科学，2006（3）：17-22.
[3]郑艳，陈胜礼，张炜，熊鹏，姜玲，邱耿彪，王海.江汉盆地江陵凹陷二氧化碳地质封存数值模拟[J].地质科技情报，2009，28（4）：75-82.
气候变化对土壤的影响篇4
关键词冻土深度；气象因子；影响；山东定陶
中图分类号p461文献标识码a文章编号1007-5739（2011）11-0287-01
定陶县位于山东省西南，菏泽市中部，地处淮河流域，属温带半湿润季节性气候，为黄河冲积型平原。全境地势平坦，土层深厚，土质优良，光、热、水等自然资源非常丰富。定陶土壤属于潮土土类，下分2个亚类，2个土属，111个土种[1]。一是潮土亚类，潮土土属，包括69个土种；二是盐化潮土亚类，盐化潮土属，以土壤表层质地可分为松沙土、砂壤土、轻壤土、中壤土、重壤土5种。随着气象事业的发展，定陶县气象局的工作环境得到了极大的改善，其中观测设备及会商系统已经实现自动化代替人工的转变，电报传输实现由电话报报房转发到宽带、3G网络直接传输的转变，区域自动站覆盖全县11个乡镇。台站环境优美，设施健全，24h值守班，观测资料参加国际气象资料交换[2-3]。
1气候对冻土的影响
近年来，随着全球气候的变暖，各地的平均冻土深度和最大冻土深度趋向变浅，也使得鲁西南20年的天气发生了变化。冻土是指含有水分的土壤，温度降到0℃形成的结冰现象，根据埋入气象观测场中的冻土器内水柱冻结的部位和长度，可探测出冻结层次的上限和下限。冻土对气候的变化具有敏感性，气温、降水、寒冷日数等对冻土均有不同程度的影响。冬季的最大冻土与建筑、交通等行业关系密切，了解一定的冻土知识是十分必要的[4-6]。
定陶县气象局新站于2011年1月1日正式启动，虽然温度、降水等气象因素和周边站差异不大，但最大冻土深度和平均深度均比周边站大得多，比过去30年历史极值还要大。笔者通过对定陶局县气象新站和周边站冻土资料的分析，探讨最大冻土深度出现历史极值的原因，旨在为定陶以后的农业生产、建筑等提供帮助。
2资料来源与分析
利用定陶县气象局旧站1995―2011年最大冻土深度、平均冻土深度、最大冻土出现日温度、当月平均温度，定陶县气象局新站2011年最大冻土深度、平均冻土深度、最大冻土深度出现日温度、当月平均温度，巨野站、成武站、菏泽市气象台最大冻土深度、平均冻土深度、最大冻土出现日温度、当月平均温度。
2.1冻土资料对比分析
通过对定陶局旧站1995―2011年冻土资料分析可知，定陶局同站址过去17年中，最大冻土深度23cm，出现在2003年，比2011年大2cm，当月平均温度-0.8℃，当日温度是-14.7℃，比历史同期值低0.3℃。年最大冻土深度都是出现在1月，与年最低气温一般出现在1月是吻合的（表1）。
2.2定陶局2011年1月新旧站冻土等气象资料对比
由表2可知，2011年1月持续低温，新站比旧站月平均温度低0.4℃，月地面最低温度低1.7，月平均5cm地面温度到月平均20cm地面温度普遍都偏低，最大冻土深度新站比旧站大10cm，月平均冻土深度大8cm。定陶新站土壤性质偏砂性，而旧站土壤性质偏壤性。
2.3巨野站与定陶站（新站）冻土等气象资料对比
定陶周边站巨野站是2008年新迁站，周围观测环境较开阔，符合《气象法》等要求。由表2可知，巨野比定陶月平均温度低0.5℃，巨野的月平均5cm地面温度到月平均20cm地面温度都低于定陶站，最大冻土深度巨野站比定陶站小（下转第290页）
（上接第287页）
5cm，1月的平均冻土深度巨野站比定陶站小2cm。另外，通过与定陶相邻的成武和菏泽1月冻土等气象资料进行对比分析，发现定陶最大冻土深度比成武大13cm，比菏泽大10cm。1月的平均冻土深度定陶比成武大10cm，比菏泽大7cm。
3结语
1月是气温和地面温度最低的月份，也是0～20cm地温的最冷月，而最大冻土深度一般也是出现在1月，说明温度对冻土深度的形成影响最大；在温度、湿度等气候条件相近的情况下，土壤性质直接影响冻土深度的形成；冻土气象资料对建筑、农田水利建设都具有重要意义。
4参考文献
[1]杨晓，赵全升.县域土地利用影子规划初探――以山东省定陶县为例[J].环境科学与管理，2010，35（1）：191-194.
[2]许正福，郭守生，贺连柄.同德地区50年来冬季冻土层的变化及气候影响[J].青海草业，2010，19（1）：25-27.
[3]汪青春，李林，秦宁生，等.青海高原多年冻土对气候变化的响应[J].青海气象，2005（1）：20-25.
[4]郝振纯，张晓鹏，张磊磊，等.气候变暖下黄河源区冻土变化的数值模拟[J].黑龙江水专学报，2009（3）：100-104.
[5]李春杰，王根绪，胡宏昌，等.多年冻土区生态水文研究进展[J].节水灌溉，2009（10）：28-33.
气候变化对土壤的影响篇5
【关键词】：四川省；巨桉生长状况；发展前景
1、四川巨桉生长状况的调查
为更加深入地了解巨桉在四川省的生长状况，有关人员对四川宜宾、自贡、乐山、泸州一带的巨桉生长情况进行了调查。
1.1调查情况
四川省的巨桉主要生长在东经103°-105°，北纬28°-30°之间的地区，范围为眉县、荣县、纳溪、高县一带，位于盆地东南部或西南部，这里雨水丰沛、属于亚热带湿润性气候。巨桉的人工林多分布于丘陵地区，土壤类型多样，厚度及施肥状况各不相同。因此，对巨桉林的调查分为了优、中、差三个等级。
在巨桉的生长地区根据其等级划分，选择了典型的人工林进行生长状况调查。在选择的人工林区域中，划定20×20m的区域，挖掘出一个土壤典型剖面，对土壤的类型进行记录。在对其进行充分的混合后，对土样进行化学分析。土壤的分析内容包括对全n、全K、全p含量的检测，主要方法是回归分析法和相关分析法，以分析土壤与巨桉生长状况之间的关系。根据四川省气象台的数据，与巨桉原产地的气候数据进行对比，使用SpSS软件作平均聚类分析。
1.2影响巨桉生长状况的因素分析
巨桉在我国四川省的西南、东南和中部地区生长良好，对土壤肥力、排水性的要求较高，需要有丰沛的降水量，适宜亚热带和亚温带气候。因此，影响巨桉生长状况的因素主要是气候条件和土壤肥力。下文将具体阐述这两个因素对巨桉的影响。
1.2.1气候条件对巨桉的影响
巨桉的是否能够成活取决于气候生态因子。一般而言，综合温度在-5℃以下不能生长，而施过肥的巨桉对温度更加敏感，只能在-3℃以上的温度才能生长。降水量会影响巨桉的生长快慢。在年平均降水量低于25毫米的情况下，巨桉可以正常生长。这气候凉爽的情况下，巨桉可以耐干旱，但在气候炎热的地区，巨桉的死亡率会大大提高，这表明巨桉可耐干旱但不可耐高温。因此，巨桉一般在我国四川东南部或西南部气候宜人的地区生长。
根据从四川省部分气象站收集到的气候与澳大利亚的具有代表性的气象站的数据相对比，可得出结论，在平均气温低于-8℃且年平均降水量不足1000mm的地区，巨桉难以正常生长。这些地区不属于巨桉的适生范围。因此，在我国四川省境内的川中、川西南、川东南地区，即北纬28°-31°，东经102°-107°之间的地区。这些地区具有雨水丰沛、土壤肥力深厚且气候条件适宜的特点，属于巨桉适生范围。通过对四川省巨桉生长地区生长情况的对比和调查，在经度较偏西，纬度较偏南的地区，其生长的数量更多。由此可见，巨桉在四川省的宜宾、泸州、自贡等川南、川西南地区的生长量较好。在川西北水热条件较差的地区，巨桉的生长量较小，生长情况较差。
1.2.2土壤肥力的影响作用
对巨桉生长情况产生影响的另一个因素是其生长地区的土壤肥力。具体来说，是土壤中的物理性质和化学性质对巨桉会产生影响。首先，土壤的物理特性是指土壤中的类型、透气性和排水性等特征。巨桉适宜生长在土壤深厚、排水性能好的地区，并且要求土壤具有良好的肥力。如果当地气候满足巨桉的生长条件，但是土壤贫瘠，土壤层较薄，其生长就会出现缓慢的情况，造林效果也会大打折扣。除此以外，在气候适宜、土壤肥力优良的地区，还需要满足较高的条件，巨桉才能有较好的生长量。巨桉树种能够在红壤、红黄壤以及紫色土中生长，而不能在板结、粘度重的粗粝砂土中存活。从调查结果看，巨桉在土壤肥力深厚、立地较高且疏松的地区生长状况良好，产量较高。
其次，土壤的化学特性也会影响巨桉的生长状况。土壤的化学特性主要是指土壤中含有的化学微量元素与土壤中的其它物质发生化学反应的特性。在调查中，调查地主要集中在地形的中上部和台地地区，排除了山地、洼地、山脊等极端地形对巨桉生长的影响后，并在测量了调查地气候数据的基础上，发现影响树种生长的因素主要是地形和母质，其通过影响土壤性状间接地对巨桉树种生长状况产生影响。一般而言，树高能够显著地反映出林地的生产力，且树高要受到林场管理和树木种植密度的影响。因此，在1年半生的巨桉生长地中，将巨桉的树高与土壤中的n、K、p相联系，得出结论：巨桉生长情况在排除了气候因素、立地因素之后，其生长状况主要与土壤中的n、K、p含量有关。在沙湾的玄武岩黄壤和纳溪的砂页岩黄壤地区，巨桉的树高比其他调查地区高出了2-3cm。而黄壤中含有较丰富的n、p、K元素。
2、巨桉在四川的发展前景
巨桉的引进种植能够极大地弥补我国四川地区造纸原料的不足，减少工业造纸原料的使用。因此，其在我国四川省有着广阔的发展潜力。但目前，四川地区的巨桉树种主要从云南试验区引进，部分树种未能完全适应四川地区的气候及土壤条件，成活率不高。在土壤肥力深厚、立地较高、气候温热湿润的地区，巨桉的产量和成活率都较高。因此，可在我国四川省开展种植试验区，挑选出适宜在四川地区生长的数种，并开辟优良的种植林地，辅之以科学、规范的林场管理措施，必能挖掘出巨桉的生长潜力，显著提高其产量，使其应用范围变得更加广阔。
结语
巨桉原产于澳大利亚，具有生长周期短，成活率高，耐旱的特点，是目前造纸原料的主要来源树种之一。通过对我国四川省四大地区巨桉生长状况的调查，可得出结论：巨桉的成活率和生长状况主要取决于气候因子和土壤因子，应选择气候宜人、土壤肥沃的地区进行种植。巨桉在我国四川省的发展前景良好，能够极大地弥补造纸原料的不足，应大力引进和培育，选择良好的种源，并开辟种植试验区，使其能够健康良好地生长。
【参考文献】：
[1]赵燕波等.3个树种与巨桉混交土壤理化性质、凋落物量和养分含量特征[J].应用与环境生物学报，2015，05：948-953.
气候变化对土壤的影响篇6
关键词：额济纳；包气带；植物；土壤；生态环境
1.植被生长环境条件
额济纳平原影响植物生长发育的因素有气候、包气带土壤水分条件、包气带土壤岩性和含盐量、水文及水文地质条件，以及一些其他因素。
1.1气候因素
额济纳平原深居内陆腹地，为典型的大陆性气候，夏季酷热，冬季严寒，降水稀少，蒸发强烈，温差大，多年平均降水量38.2mm，年内降水量60%~70%集中在七至九月，一次降雨在10mm以上者甚少，多年平均蒸发量3653mm，是降水量的95.6倍左右，多年平均气温为8.2℃，最高为42.2℃，最低为-36.4℃，年均绝对湿度为4.2mb，相对湿度32%~35%。风大沙多，年均风速4.2m/s，最大风速15.0m/s，这种极端干旱的气候条件，对植物的生长非常不利，植物生长所需水份主要靠黑河中游来水的灌溉和地下水两方面，降雨对植物生长的影响微乎其微，风沙的强烈吹蚀，使土壤中植物根系，造成植物吸收水份困难；风沙同时也埋压植物，使其难以正常生长。
1.2包气带土壤水分条件
地下水面以上，岩石孔隙中没有充满水，包含有空气，称为包气带。在包气带中，水分以支持毛细水、悬挂毛细水、孔角毛细水及结合水的形式存在，包气带水直接影响着植物的生长和其他生态环境，实际上真正能够被植物根系吸收利用的只有毛细水。根据野外采样测定包气带土壤含水量分析，以及在不同类型植物和无植被的荒漠戈壁区所进行的土壤水基质势专门观测结果，额济纳平原区包气带水分具有如下特征。1.2.1包气带水分在不同地貌单元上存在着显著差异，一般情况下沿河细土地带与古日乃湖盆洼地中，土壤含水量较高，为1.69%~20.43%，戈壁地带含水量很低，一般小于3%，沙丘含水量最低，一般小于1%。1.2.2不同的土壤岩性，其水分状况也存在很大差别，在地表以下2.0m的土层范围内，土壤平均含水量：中粗砂、砂砾石为0.30%~3.00%，细砂、粉细砂为0.5%~20%，粘性土为3%~20.43%。1.2.3相同的土壤，包气带水分垂向上的变化规律呈现由上到下渐增的趋势，接近潜水位时，含水量趋于饱和状态；沿河边包气带土壤在接受河水入渗补给量时，其含水量呈现上下大，中间小的形式。1.2.4在植物根系主要发育深度段，土壤含水量的大小随植物生长季节而变化，其含水量的历时变化规律是：5~8月份，含水量由大到小再到大，一般8月底含水量达到一年内的最小值，9~10月份含水量又向增大的方向变化。1.2.5包气带土壤含水量的分布与土壤的组合特征有关，岩性结构单一的均质剖面中，从潜水面到地表，土壤含水量由大到小的变化是相对连续的，在岩性相差较大的非均质剖面中，在岩性变化的地方，含水量也会发生较大的变化。包气带水分条件好坏直接影响着植被生长状况和分布。从野外调查统计得知，生长好的植被一般都分布在接受河水补给或灌溉比较容易的沿河细土地带和部分湖盆洼地中，这些地区的包气带只要河流来水，均能得到较充足河水补给，同时，沿河地带地下水位埋深较浅，蒸发作用强烈，地下水能源源不断地补充包气带，所以包气带含水量较高，植物生长也较好，如额济纳旗县城以东，八道桥以西，吉日格郎图苏木与苏古淖苏木之间植被生长良好，是工作区植被生长最好的地区，老中幼各龄乔灌木都生长良好。但在赛汗桃来以北的西河沿河细土地带尤其是河流西岸，这一带由于经常得不到河水灌溉，包气带土壤含水量远低于东河，植被生长状况普遍较差，地面草场稀疏干枯，甚至死亡。赛汗桃来以西的西戈壁，两河之间的中戈壁以及东戈壁，包气带含水量很低，只有零星分布耐旱植物，如梭梭、麻黄等生长在戈壁洼地中。
1.3包气带岩性
额济纳平原区土壤母质组成为冲洪积、湖积和风积的松散物质，物质来源除风积沙及山前洪积物外，均由黑河从南部搬运而来，形成的土壤多为缺乏有机质而富含盐分的含砾荒漠砂质土、灰棕漠土及盐化草甸土等。平原南部以及平原北部国境线一带，地下水多深藏于砂砾石土中，缺少水分，不宜于植物生长；平原区中北部水位浅藏，地表砾石厚度薄，下部多为疏松的细砂、亚砂土，结构松散，较易于保存水分，有利于植物生长；沿河细土地带与湖盆细土地带，水位浅藏，土层由亚粘土、亚砂、粉细砂及细砂等细颗粒物质组成，结构松散，土质较肥沃，为植物生长发育的良好场所。1.3.1不同的植物类型具有不同的生长土壤胡杨一般生长在沿河细土地带，红柳、芨芨草等多生长在沿河细土地带与湖积平原地带中，岩性主要为亚砂土；白刺、骆驼刺生长在地下水位浅埋的盐渍化土壤中；梭梭、沙杨枣等生长在砂质、砂壤、砂砾质和砾质物质组成的广大戈壁平原上；土质疏松的沙丘上主要生长梭梭、红砂河米等植物。1.3.2包气带的岩性组合特征与植物生长密切相关在地下水位相同的情况下，植物生长状况主要取决于包气带的岩性及其组合特征。（1）由潜水面到地表，包气带岩性组合为砂性土——粘性土的剖面，在地下水位埋深一定的情况下，土壤的含水量相对较高。这种剖面的岩性组合特征较为单一，土壤含水量的变化相对不大，有利于植物的生长。（2）由潜水面到地表，包气带岩性组合为砂性土——粘性土——砂性土——粘性土的剖面，在地下水位埋深4.0m的情况下，位于地表以下0.8m~1.5m的砂层，其下粘性土的含水量为15%，而其上的粘土层含水量仅为7%，这样的岩性组合，其土壤含水量的分布不利于植物的生长，所以该剖面所在地段的红柳生长就差。（3）由潜水面到地表，包气带岩性组合为粘性土——砂性土或砂砾石的剖面，其上部粗颗粒地层的含水量一般都很小，植物难以生长。位于额济纳旗县城以西4km处的荒漠戈壁中的剖面，地表以下砂砾石层厚度为1m，其下为0.6m厚的粘土，当水位埋深为3m时，砂砾石中的含水量<5%，而其他剖面相同深度内的土壤含水量都在10%以上，这就是此剖面段不生长植被的原因。广大的戈壁滩上，其包气带岩性组合基本上都是这种类型，所以大部分戈壁上一般不生长植被。
1.4包气带土壤盐分
包气带土壤盐分的组成及含量对植物的生长起着一定的抑制作用，并在植物生长发育状态上表现出来，不同的植物耐盐碱的程度也有差异，某一种植物必然生长在其适宜的盐分范围的土壤中（见表1），当土壤中的含盐量超过该范围时，该种植物就会枯萎、死亡，而被另一种适宜该盐分含量的植物所代替。
1.5水文及水文地质条件的影响
额济纳河在工作区内流程约240km，由南向北在三角洲上又分为19支，向下径流。额济纳河每年一般来水两次，分为冬水期和洪水期，河流年径流量呈逐年减少趋势(见表2)。地表水在时空分布上的不均匀性，造成河水对地下水的入渗补给显得极不稳定，而且时间短暂，在植物生长最需要水分的季节（3月~7月）都没有河水。地表水的这种来水特征，使得平原绿洲区植物的生长发育所需水分主要依靠地下水来维持。然而，地表水（包括灌溉水）的入渗是本区地下水（包括包气带水）的主要补给来源，所以归根到底，地表迳流的变化对本区植物生长起着决定性的作用。前已述及，植物的生长是靠包气带土壤供给水分的，包气带水分条件的好坏主要取决于水分的补给状况，在沿河绿洲和湖盆绿洲地带，包气带水分主要为季节性河流的入渗补给和地下水的毛细补给；广大的戈壁平原与沙丘地带，则主要是凝结水的补给。由于本区植物主要是吸收利用包气带中的毛细水维持其生长，至于毛细水能否被植物吸收利用，则主要取决于地下水位的埋藏深度和植物根系的下潜深度，当植物根系深度能够到达毛细水上升高度的范围，则植物可通过吸收毛细水的持续补给而正常生长，如果植物根系深度达不到毛细水上升高度的范围时，植物根系就得不到足够的水分而出现枯萎，甚至死亡。据调查，工作区80%的植被都生长在水位埋深＜5.0m的地带。
1.6其他因素
影响植被生长发育的其他因素包括人为因素、虫害等。1.6.1人为因素人为因素的破坏主要表现在过渡载畜、樵采、滥伐、采挖药材四个方面。工作区，牧民樵采乔灌木做燃料，伐取乔木修房、围栏、砌井；采挖药材，破坏梭梭根部，致使梭梭根部干枯；部分地区过渡载畜，致使胡杨、红柳、梭梭林幼苗被吞食，造成更新后继乏苗，成片林木变为荒滩。1.6.2虫害气候干旱缺水导致本区虫灾泛滥，胡杨天幕毛虫（象鼻虫）、柽柳条叶甲（金花早），是危害最严重的害虫。综上所述，影响本区植被生长发育的因素很多，气候的极度干旱，河流来水量的减少，地下水位下降引起的土壤干旱化，是植被衰退的根本原因，而人为破坏，虫害等是加速植被退化的重要影响因素。
2.土壤盐渍化与土地旱化、沙化
2.1土壤盐渍化
工作区土壤盐渍化主要发生在一些径流不畅的由细粒土组成的湖盆洼地中，如古日乃盆地与嘎顺淖尔湖盆等大型湖盆，以及一些小型洼地，这些湖盆洼地地下水的共同特征是，水位埋深浅，径流不畅或径流受阻，在强烈的蒸发作用影响下，地下水通过毛细上升蒸发，盐分累积于土壤层中，便导致土壤的盐渍化。土壤含盐量的大小与地下水位埋深、包气带岩性、地下径流条件的关系密切，在远离河岸和湖盆洼地的戈壁地带以及河流的上游，由于潜水埋深大，岩性较粗，地下径流较强，往往不发生盐渍化，在沿河的细土地带，由于地表水将土壤中的盐分溶解并淋洗到地下水中排走，一般只发生轻微的盐渍化。
2.2土地旱化
土地旱化的最直接原因是河流来水量的减少导致区域性地下水位的下降，造成包气带土壤处于极度干燥状态。
2.3土地沙化
气候变化对土壤的影响篇7
关键词：丹江;一级阶地;光释光年龄;气候变化
中图分类号：p533文献标识号：a文章编号：1001-4942（2015）06-0075-08
StudyonoSLDatingofSedimentStratigraphyontheFirst
RiverterraceinDanjiangRiverValley
wangLeibin，ZhouYali*，pangJiangli，HuangChunchang，ZhaXiaochun，Gaopengkun
（Collegeoftourismandenvironment，ShaanxinormalUniversity，Xi’an710062，China）
abstracttheextensiveandcarefulfieldworkwascarriedoutonthefirstriverterraceinDanjiangRivervalley.thetypicalloess-paleosolsedimentarysequenceinChafangVillageofDanfengCountyfromtoptobottomwasasfollows：surfacesoillayer（tS）-loesslayer（L0）-weakpaleosollayer（S0-upper）-loesslayer（Lx）-paleosollayer（S0-lower）-transitionalloesslayer（Lt）-malanloesslayer（L1）-alluvialflatfaciessandgravellayer（t1-al）.thequartzgrainsof90～125μmwaschoosedtodetectthestratigraphicagebysinglealiquotregeneration（SaR）ofoSLdatingtechnique.thesedimentarysequencesfrombottomtotopwereasfollow.theupperlimitwasS0-lowerof6.16±0.12ka，Lxof5.86±0.14ka，S0-lowerof4.83±0.12～2.51±0.17ka，L0of1.94±0.07ka.Combinedwiththephysicalandchemicaldata，theanalysisresultsshowedthatatHolocenemegathermalperiod（6.16ka），theclimatewaswarmandmoistwithgooddevelopementsoilanddensityvegetationinthesouthofQinlingmoutain.around5.86±0.14ka，theclimatewasaridandcoldandthetypicalloesswasdeveloped.at4.83±0.12ka，theclimatewaswarmandmoistandtheweakpaleosolwasdeveloped.From1.94ka，theclimatewasaridandcoldandtheloesswasdeveloped.thepaleosollayerdevelopedabout2.5ka，whichwaslaterthantheendingdeadlineofHolocenemegathermalperiodofaround3kaintheLoessplateau.thecoldeventof5.86kawasoneoftherapidcoolingclimateeventandregionalresponseofclimatefluctuate.
KeywordsDanjiangRiver;Firstterrace;oSLage;Climaticchange
在暗室中将不锈钢管中剩余未曝光部分的释光样品置于烧杯，用10%盐酸和30%双氧水浸泡，分别除去碳酸盐和有机质后，用蒸馏水洗至中性，湿筛分选出90～125μm粒径。加入40%的氢氟酸，溶蚀40min以除去长石，清洗后，加入10%的盐酸浸泡40min以除去反应产生的氟化物。对于提纯的石英用110℃峰值和红外释光（iRSL）进行检测，确定其中长石信号达到忽略不计的水平（长石释光强度与石英释光强度之比小于10%）。在直径9.7mm的不锈钢片上涂抹少许硅油，将90～125μm的石英颗粒单层平铺在其上面，以备测试。
测试仪器为RistL/oSLDa-20型释光断代仪，该仪器蓝光激发光源波长为470±30nm，红外激发光源波长为880±80nm。释光信号通过前端置有7mm厚的HoyaU-340滤光片的9523QB15光电倍增管进行放大。90Sr/90Y型β辐射源，活度为1.48GBq。用单片再生剂量法（SaR）测定样品的等效剂量值。
3.3等效剂量测试条件的确定
3.3.1预热坪区为了去除浅阱电子对测试结果的影响，需要进行预热坪区检验。由于同一剖面的物源变化不会很大，本研究选择代表性样品CFC-0.9m进行预热坪区测试。样品预热温度选择180～300℃，间隔20℃，每个温度测试3个样片。如图2a所示，在200～280℃之间等效剂量变化不大，出现了一个坪区，范围在5.36～6.09Gy之间，样品的De值随温度的升高而无显著变化。
3.3.2剂量恢复实验剂量恢复实验可以有效检验所选测试条件是否可用于等效剂量的测量。测试时先将样品完全晒退，然后给样品一定的人工辐射剂量，在不同的预热温度下测试，得到人工辐照剂量与实测剂量之比即为恢复系数。如图2b恢复系数在260～300℃之间的变化范围介于0.90～1.10之间，说明此预热温度区间范围内都适合测试。
图2茶房村剖面样品预热坪区（a）、剂量恢复（b）、热转移试验（c）、循环比（d）
3.3.3热转移测试预热过程中在温度的影响下，浅阱电子可以发生跃迁，可能被光敏深阱俘获，后经特定波长光激发后重新以光子的形式释放能量，从而使De值偏大。热转移实验的目的是检测不同预热温度对样品等效剂量造成的影响程度。
如图2c所示，样品在220～260℃之间由热转移产生的剂量在0.05～0.06Gy之间，相当于约20a的年龄误差，占这个样品年龄的1%左右，处于误差范围内，说明热转移对样品年龄测试结果的影响可忽略不计，可以选择其中任何一个预热温度进行测试。样品在测试过程中，需要进行频繁的剂量辐照、预热和晒退，这些过程会对石英释光信号的敏感度产生影响，即释光信号会发生感量变化。为解决这一问题，测试程序中会在不同测试循环中给予样品相同的再生剂量，利用所得到释光信号之比（循环比）来测定石英感量变化。在图2d中，预热温度260℃时，同一样品不同样片的循环比在0.95～0.99之间，处于误差范围内，表明石英的感量变化得到很好的校正。
综合以上测试条件过程分析，选取预热温度260℃作为样品等效剂量最终的测试条件。
3.4等效剂量数据的可靠性分析
茶房村剖面位于丹江一级阶地上，由于其靠近山区河谷的特殊位置，阶地形成后可能会有来自远源的风成堆积物和近源物质（近源物质来自坡残积物、河漫滩相等物质被风二次搬运至阶地沉积）堆积其上，释光信号晒退不彻底会致使地层沉积年龄偏大，因此检验沉积物最后一次埋藏前是否晒退彻底至关重要。实验过程中所有样品的释光信号都在前0.8s内晒退至本底值（图3a），样品中石英的释光信号生长曲线良好（图3b），未达到饱和，确保内插得到De值的准确性。样品的等效剂量值的分布较集中，呈正态或类似正态分布（图3e、f）。分别用RSD（De）、RSD（n-oSL）、RSD（R-oSL）表示样品等效剂量、自然释光信号和第一次再生释光信号的相对标准偏差，根据Zhang等[11]对De值的挑选方法，样品沉积前是否经过完全晒退可以通过比较自然释光信号的离散度RSD（n-oSL）和第一个再生剂量的释光信号的离散度RSD（R-oSL）判断，若两者相近，则样品晒退彻底。代表性样品CFC-0.9m和CFC-1.4m，RSD（oSL）和RSD（R-oSL）值都较接近（图3c、d），相差不超过4个百分点，说明沉积物在最后一次被埋藏前经历了彻底晒退，所得的De值准确可信。
注：a：CFC-1.7m晒退曲线;b：CFC-1.7m生长曲线;
c和d：CFC-0.9m和CFC-1.4m的感量校正后释光信号离散分布图;e和f：CFC-0.9m和CFC-1.4m的等效剂量频率分布图，n=12。
图3茶房村样品的释光特征
4数据结果
4.1光释光年龄
茶房村剖面位于秦岭东段丹江一级阶地上，其自下而上发育年龄依次为6.16±0.12ka的古土壤，5.86±0.14ka的黄土层，（4.83±0.12）～（2.51±0.17）ka的古土壤层，1.94±0.07ka以来的黄土层。
4.2气候替代性指标
磁化率作为东亚季风夏季风的替代指标在中国黄土的研究中得到了广泛的应用，在黄土高原，磁化率的成壤成因模式被广泛接受。CFC剖面磁化率值介于（94.3～309.0）×10-8m3/kg之间，在古土壤中部达到最高值，反映了当时成壤条件的优越性。在古土壤以下的马兰黄土中达到最低值94.3×10-8m3/kg，反映末次冰期气候冷干，生物活动弱，成壤作用较低。此外，与秦岭以北的黄土高原全新世黄土磁化率相比，CFC剖面古土壤的磁化率显著增高[12]（最大值高出黄土高原均值30%左右），反映出秦岭以南气候更加温暖湿润，成壤作用较强。
烧失量是样品经高温燃烧后的损失量，包括有机质、结合水以及碳酸盐中的二氧化碳等。400℃灼烧土壤中失去的是有机质和结合水，对碳酸盐中的二氧化碳并无大的影响，因此烧失量（400℃灼烧）可测定土壤中的有机碳，表征沉积地层在沉积过程中生物量大小。CFC剖面的烧失量介于1.11%～2.81%，古土壤中出现高值，指示古土壤形成时期经受了较强的生物风化作用，植被繁盛，反映了较湿热的气候状况;反之，黄土层表现为低值，反映了黄土堆积时期较为干冷的气候状况，植被覆盖度较低，生物量较小，这种交替变化，再现了全新世的气候波动。
Rb/Sr比值作为衡量黄土-古土壤序列气候指标而得到广泛应用。Rb的离子半径较大，化学性质与K离子相似，经常以K的类质同象形式赋存于粘土矿物中，Sr离子半径较小，易被淋溶稀释，Rb和Sr不同的地球化学行为使得其对古气候变化比较敏感，其比值能够较真实地反映土壤的风化强弱程度。CFC剖面中的Rb/Sr在古土壤中出现峰值1.27，在黄土中呈现低值0.66，与风化程度强弱很好地对应，说明古土壤形成时降水量多，Sr淋溶强烈，并有大量粘土矿物生成;黄土堆积期则相反，Sr淋溶较弱，Rb/Sr值较小。表土中的异常值可能是人为因素的影响。
表1茶房村光释光测年结果
样品
编号深度
（m）U
（mg/kg）th
（mg/kg）K
（%）含水量
（±10%）（%）等效剂量
（Gy）环境剂量率
（Gy/ka）oSL年龄
（ka）
CFC-0.9m0.92.14±0.1012.8±0.372.04±0.06215.87±0.303.03±0.061.94±0.07
CFC-1.1m1.12.32±0.1013.1±0.371.89±0.06207.50±0.503.00±0.072.51±0.17
CFC-1.2m1.22.15±0.1012.93±0.372.01±0.061914.78±0.963.06±0.064.83±0.12
CFC-1.4m1.42.1±0.1012.5±0.371.97±0.062217.05±0.632.92±0.065.86±0.14
CFC-1.7m1.72.60±0.1014.8±0.382.14±0.062120.47±0.083.25±0.076.16±0.12
5丹江流域6ka以来的气候变化
丹江流域受东亚季风影响，加上区域山地地形原因，大气环流相对复杂，沉积物特征与其气候环境密切相关。茶房村剖面反映的6ka以来的气候变化可分为4个阶段：6.16ka全新世大暖期，6～5ka的变凉期，5.0～2.5ka的暖湿期，1.9ka到现在的变冷期。
距今至少6.16±0.12ka发育全新世大暖期的红褐色古土壤层，其磁化率达到了剖面的最高值，大量细小顺磁性矿物生成。烧失量、Rr/Sr比值都与磁化率呈现正相关，说明该阶段东亚夏季风强盛，气温高，降水充足，植被茂密，土壤中生物活动强烈，成壤最强。wang等[13]认为黄土高原黄土的沉积速率指示了东亚季风的强弱，东亚夏季风在全新世早期开始增强，全新世中期更强，气候更暖;庞奖励等[14]对关中地区黄土研究证明8.5～6.0kaB.p是全新世最为温暖湿润的阶段，施雅风等[15]依据已有孢粉资料及其他古植物、古动物、古土壤、古湖泊、冰芯、考古、海岸带变化等多方面研究资料，将全新世划分为不稳定的暖、冷波动阶段，其中7.2～6kaB.p是大暖期的鼎盛阶段，此期是仰韶文化的鼎盛期，茶房村剖面距今6.16±0.12ka的古土壤与以上研究在时间序列上一致，反映全新世大暖期鼎盛期在中国多区域具有普遍性。
气候变化对土壤的影响篇8
关键词：水分预报农业生产应用
中图分类号：[p426.68]文献标识码：a
土壤墒情检测是生态环境保护和建设的重要内容，是重要的土壤信息。对农作物土壤墒情进行测定，掌握土壤墒情变化规律对植物生长具有重要的意义。影响土壤墒情变化的因素很多，由植物吸收、辐射、温度、风速、空气湿度等。作物需水量受作物品种、生育阶段、气象条件及土壤水分状况等因素的影响。在作物蒸腾蒸发过程中，任何一个阶段的影响因素都能对作物需水量产生作用。国内外大量实验研究的结果表明，可分别单独考虑土壤、植物、大气三方面因素对作物需水量的影响。
土壤墒情是劳动人民在长期农业生产实践中总结出来的用于反映土壤水分状况的一种方法，是土壤湿度的一种通俗、较为定性的说法，但它考虑到土壤类型、作物、牧草种类、时空差异等因素，不只是简单意义上的土壤湿度。
多年来，降水和土壤墒情作为影响农业生产的两个重要因子被选为研究对象屡见不鲜，但对于秋季降水与春播关键期土壤墒情间关系及其应用方面的研究不是很多。实践证明，仅用实况降水或土壤墒情进行春播生产气象服务前瞻性不强，远不能满足为现代农业生产服务的要求。由于不同地区的农业气候条件及特点存在差异，目前还缺乏通用的方法或思路，因此必须结合当地的实际需要和农业气候特点，利用多年的农业气候资料，研究具有预测意义的方法，用于指导当地的农业生产，从而改变仅以实况资料服务为主的局面。
土壤墒情的好坏对农牧业生产十分重要，它关系到春播、施肥、抗旱等生产活动和措施的实施时机的选择，对作物牧草的出苗、返青、生长发育情况以及作物的最终经济产量和牧草产量有着至关重要的影响。因为土壤水分是植物用水的最直接来源，因此做好土壤墒情的监测分析工作，对于党政机关指导农牧业生产，有关部门进行农时安排十分重要。
一、确定预报前土壤的含水量
具体做法是分层(0~20cm、20~40cm、40~60cm)测定土壤的含水率，计算计划层内的土壤含水量，其计算式为
βcp=(β20+β40+β60)/3
m=667×H×γ×βcp
式中：β20、β40、β60分别为土壤0~20cm、20~40cm、40~60cm的土壤含水率；βcp为计划层（0~60cm）平均土壤含水率；m为与抱歉测定土壤含水率时计算求得的计划层土壤储水量，m3/亩；H为计划层深度，在这里采用0.6m；γ为测定区土壤的容重，t/m3
二、确定预报前土壤可利用的水量
预报前土壤可利用的水量用下式计算
m可—m—m小
m小=667Hγ小
式中：m可为预报时土壤计划层尚可利用的水量，m3/亩；m小为预报作物允许的最小土壤储水量，m3/亩；小为预报作物允许的最小土壤含水率（占干比重%），这个数值对每种作物都是通过试验确定了的。
三、确定预报期作物的阶段耗水量
预报期作物的阶段耗水量计算式为
m=m可
或m=ap
式中:m为预报期作物的阶段耗水量，m3/亩，也等于可利用的水量，m3/亩;α为预报开始后的计算日数，日;p预报开始后作物的日耗水量，m3/亩，可查试验成果，也可用下式计算:p=ap水×667；α为作物耗水量与同期水面蒸发量的比值，一般在0.4~0.8之间，可通过观测求得；p水为水面日蒸发量。
四、预报作物灌水日期
通过上式算得土壤储水量尚能供作物消耗多少日(α值)，然后从预报月、日开始，加上作物尚能消耗水分的日数，即可得到预报的灌水日期。如果预报后又降了一次雨，即要把降雨量折算成每亩的水量(见表1)，用下式计算出需要推迟的灌水日数。
α′=
式中：α′为因降雨需要推迟的灌水天数；e为降雨所产生的土壤水量，m3/亩。
表1.
五、小麦灌水日期预报举例
某地土壤为中壤土，土壤容重为1.4t/m3，田间持水率为26%,3月24日处在小麦抽穗期，测得计划层(0.6m)平均土壤含水率为20%，此期最小土壤适宜含水率为17%小麦阶段日耗水量为1.4m3/亩，问在没有降雨的情况下，下一次灌水需在什么时候。
根据上述条件，现计算如下
m=667×1.4×0.6×0.20=112.0(m3/亩)
m小=667×1.4×0.6×0.17=95.2(m3/亩)
m可=m—m小=112.0—95.2=16.8(m3/亩)
α=m可/p=16.8/1.4=12(天)
气候变化对土壤的影响篇9
[关键词]土壤元素测量地质找矿应用作用
[中图分类号]p623[文献码]B[文章编号]1000-405X（2015）-2-243-1
0前言
在找矿工作中需要用到各种测量手段，从而了解测量区域地质信息与矿体分布情况。其中地球化学土壤元素测量技术比之其他测量方法在找矿工作中具有较大优势，土壤元素测量法简单易行，找矿效果好，投入成本低，技术水平比较成熟，被广泛应用在找矿工作中。
1土壤元素种类及含量
1.1母岩元素
土壤是岩石经过风化作用而形成的，每一种岩石内部元素的分布及含量不同，所以岩石经过风化产生的土壤中元素含有量也不尽相同。比如说，超基性岩石风化形成的土壤中含有Cr与ni元素；基性岩石风化后形成的土壤中含有ni和Co元素，但是其中ni元素含有量低于超基性岩石形成的土壤，Co元素含有量则高于超基性岩区。酸性岩石风化后的土壤含有U和tn元素、稀土、mo以及pb等[1]。
1.2气候条件对土壤元素的影响
影响土壤酸碱度性质的主要因素是温度与湿度，温度与湿度的变化是土壤运作中出现风化和细化成为泥土的主要原因。而温度和降雨的情况决定了土壤中主要腐殖质的含量，如果降雨量由多变少，空气温度持续下降，土壤中腐殖质含量会随之降低，腐殖质含量的变化又影响到了土壤的酸碱性质，从而对于土壤中各种元素的活性起到了决定性作用[2]。如果土壤的酸碱度过低，土壤内部的一些元素会因为大雨突降的冲刷而从土壤中分离出来。如果土壤的酸碱度比较高，同时湿度比较低，土壤中的腐殖可以持续从周围环境吸附微量元素，在此过程中，这些元素就处在持续的活动过程中。所以，气候条件的不同对于土壤检测具有较大影响，同时因为土壤类型不同，内部含有的化学物也不同，这对于土壤元素的运动与聚集也有一定影响[3]。
2土壤元素测量在找矿中的作用
在找矿工作的实际操作中，利用地球化学测量技术不但使操作更加便捷简单，同时降低了找矿所需的成本费用，找矿效果较好。另外地球化学土壤测量在找矿工作中应用广泛，差不多所有的金属类矿藏都可以通过土壤元素测量来进行。特别是在进行有色金属和稀有金属找矿过程中，地球化学土壤元素测量技术具有很大优势，找矿效果良好[4]。通常情况下，土壤元素测量技术对于找矿工作的作用体现在地质勘测、普查找矿、矿区评价等环节。土壤元素测量在找矿中的作用主要体现在以下方面：
2.1圈定岩体分布范围
在有浮土掩盖的地区，结合地质勘测技术和物探方法完成地质填图，大概圈定不同种类岩体分布范围。比如依据土壤中铬和镍元素的含量，结合磁法技术寻找隐伏的超基性岩体的界线。
2.2区域含矿远景地段的勘测
在勘测某区域内含矿远景地段的时候，比如查找某种斑岩铜矿的时候，利用土壤元素测量技术，测量土壤铜、钼次生晕地段可以准确找到隐伏在土壤深层铜钼矿的范围，在矿区查找新的铜锌矿床时，通常都是利用土壤元素测量技术，结合水化学方法和地质勘探技术实现的。在山地找矿工程中，在进行钻孔位置普查与布置的时候都是通过土壤元素次生元素异常范围测量进行的。
2.3通过土壤元素测量直接找矿
在一定的比例尺条件下，对所要查找的矿床区域进行土壤元素的测量，可以通过对策略结果的分析直接找到地表隐伏的矿体，同时可以比较准确的判断这个矿体的位置、分布情况和规模大小等情况。通过土壤元素测量可以初步分析估计矿体厚度和特征，给进一步找矿钻孔以及山地找矿工程提供了可靠的指导[5]。
2.4找矿中土壤元素测量条件
在找矿工作中，土壤元素测量需要在一定条件下进行，一般情况下，浮土的厚度控制在5到10m的时候，土壤元素测量可以取得最佳效果，同时所需成本费用较低。当土壤厚度在10到20米的时候，就需要对土壤进行深层采样，不可以直接以浅表土层土壤作为测量样本。当土壤厚度在20米以上的时候，进行土壤元素测量的时候需要通过钻孔取得土壤样本，这样才能够发现矿物元素的次生晕，从而判断该区域是不是存在矿体。此外，在岩流以及沙漠地区不建议利用地球化学土壤元素测量技术进行找矿工作，因为岩流沙漠区域物理风化作用严重，土壤多呈现为块状或者是较大的颗粒，对于土壤元素测量不利，无法取得良好的测量效果。
3土壤元素测量找矿野外作业
3.1取样间距以及取样网络布置
土壤元素测量取样网点的间距，是由工作目标与任务要求，取样时比例尺大小、矿床种类、矿带与矿床规模以及矿带次生晕规模等要素决定的，取样网点间距选择的原则是可以圈定次生晕的异常范围，不遗漏有价值的最小矿带与矿体。通常采样间距选择原则是不论比例尺大小，地图上取样线之间的距离大概在1厘米为佳，取样点间距最好控制在取样线距的1/5到1/2之间。最近几年土壤取样位置确定的时候，不必使用精确测量仪器，一般是通过地图目测定位法与罗盘测量进行的。
3.2取样层位的确定
在土壤元素测量过程中，通常是利用实验方法确定取样层位，也就是在测量区域采集分层土壤样品若干，以明确每层土壤内部所含金属元素的变化情况，然后根据试验结果确定土壤取样的层位。如果不方便进行试验，在取样的时候要穿过腐殖层，在淋积层中进行采集，取样深度控制在20到30米之间。每个土壤样品采集时要利用一点多坑法，通常需要用3到5个坑样里面的土壤进行组合测定，取样坑的距离确定要依据具体情况以及比例尺大小决定，比如比例尺是1：：5000时，取样坑的距离要在20到50米之间比较好。
4结束语
通过地球化学土壤元素测量技术可以迅速准确的完成找矿工作。文中介绍了土壤元素种类和含量情况，包括母岩成分以及气候条件对于土壤元素含的影响，同时论述了土壤元素测量在找矿中的作用，包括圈定岩体分布范围区域，含矿远景地段的勘测，通过土壤元素测量直接找矿等方面，最后介绍了土壤元素测量找矿野外作业中取样网络布置以及取样层位确定办法。
参考文献
[1]潘寅.浅谈地球化学土壤测量在找矿中技术应用[J].中国石油和化工标准与质量，2012，03（19）：27.
[2]陈其所.浅谈地球化学土壤测量在找矿中的应用[J].科技创业家，2012，04（07）：143.
[3]段光耀.沟系土壤测量在都庞岭北部地区金矿普查中的应用[J].广西地质，2000，01（13）：49-54.
气候变化对土壤的影响篇10
摘要：分析了黄土剖面中缓效钾的生物-地球化学特征，认为黄土-古土壤序列中缓效钾的形成既受到地质大循环的控制，又受到了地区生物小循环的影响作用；通过对磁化率与缓效钾的含量进行相关分析，结果表明缓效钾的形成与东亚古夏季风变化有密切关系，比传统的替代性指标磁化率更能反映古气候环境变化过程中次一级的气候波动事件，是一种新的反映东亚夏季风变化的替代性指标。
关键词：缓效钾；磁化率；夏季风变化；古气候环境
1672-1683（2010）06-0018-03
CharacteristicsofSlowlyavailableKBiogeochemistryintheLoessSectionanditspaleoclimaticenvironmentSignificance
wULi-jie，SHiJian-sheng，YeHao，BiZhi-wei，SUnYan-min，GUoJiao，DonGQiu-yao
(theinstituteofHydrogeologyandenvironmentalGeology，CaGS，Shijiazhuang050061，China)
abstract:thispaperbyanalyzingcharacteristicsofslowlyavailableKbiogeochemistryintheloesssection，considersthattheformationofslowlyavailableKintheloess-paleosolsequenceisnotonlycontrolledbygeologicalcycle，butaffectedbybiologicalcycle.thecorrelationofbothsusceptibilityandthecontentofslowlyavailableKindicatethattheformationofslowlyavailableKintheloessisaffinitivetothechangeoftheeastasiansummermonsoon.Contrastingwithtraditionalsubstituteindex(assoilsusceptibility)，slowlyavailableK，whichcouldbeabletoreflectthemoreminutefluctuationaffairofthepaleoclimate，isanewsubstituteindexreflectingthechangeoftheeastasiansummermonsoon.
Keywords:slowlyavailableK;susceptibility;summermonsoon;thepaleoclimateenvironment
我国西北的黄土是重建第四纪古气候古环境演化历史的理想的信息载体之一，它完整地记录了约260万年的古气候信息［1］。迄今为止，研究者建立了许多的古气候环境变化的替代性指标，如磁化率［2］、粒度［3］、碳酸钙［4］和高温烧失量［5］等，并通过这些环境替代性指标对黄土与古气候环境变化进行了深入的研究与报道、取得了非凡的成就。
以往的研究成果主要集中在黄土-古土壤序列的物理或化学方面，较少涉及到生物地球化学领域。钾素属于大量营养元素，作物需要的量大，是黄土中具有鲜明的生物活动特征的元素，不仅在黄土搬运堆积初期受到地质大循环的影响，而且积极参与了后期的生物地球化学成壤过程。如，饶文波研究认为速效钾可以表征YYt事件在黄土中的记录［6］。除此之外，关于黄土剖面中钾素形态以及对古气候变化指示意义的研究很少。因此，尝试着开展黄土中缓效钾的生物地球化学特征研究是一项对研究古气候环境变化很有意义的工作。
1研究材料与方法
采样剖面位于陇东黄土高原地区长武塬将军村附近（n35°17′，e107°38′），采样剖面厚度约为544m（表1）。本次采样工作主要以2cm的间距在剖面上进行高密度采样，共采集210个样本，待样品在自然条件下风干后进行实验。
黄土剖面中缓效钾测定法参照执行nY/t889-2004；磁化率参数采用BaringtonmS2磁化仪进行低频质量磁化率的测定，每一个样品测量6次，取其平均值。
2.1土壤中缓效钾的生物-地球化学特征
土壤中钾素根据化学形态可分为水溶性钾、交换性钾、非交换性钾和结构钾；根据对植物的有效性分为速效钾（水溶性钾和交换性钾）、缓效钾（非交换性钾）和无效钾（结构钾）［7］。土壤中缓效钾（非交换性钾）指镶嵌在某些2∶1型黏土矿物（如伊利石、蒙脱石、蛭石和流泥石等）结晶层之间所固定的钾，缓慢地被释放到土壤溶液中［8］。无效钾可以经过缓慢风化转化为缓效钾，缓效钾经过风化可以转变为速效钾，速效钾可以直接被植物吸收利用。从各钾素在土壤中含量来看，无效钾缓效钾＞速效钾［7］；从其对作物有效性来看，速效钾＞缓效钾无效钾［7］。
2.2黄土剖面中缓效钾的古气候指示意义
黄土-古土壤中钾素来源单一，钾源应来源于黄土母质——风尘的堆积，钾汇在于钾素的经风化侵蚀、径流流失或者生物系统内流转与迁出。因此，黄土体系与其他体系之间钾素的循环交换机理相对较为简单，而钾素在黄土体系内部的生物地球化学转化、分异、迁出和循环显得复杂得多。
缓效钾的生物-地球化学特征决定了其在黄土剖面中含量的分布变化主要受到风化成壤以及生物作用有关。在冬季风较强的堆积期，黄土受到外界环境干扰以及生物作用较弱，无效钾难以经过有效的风化作用大量地转化为缓效钾（黄土剖面上无效钾约占全钾的94％，是缓效钾的最主要来源），不利于缓效钾的形成，其含量会较低。然而，在夏季风较强的成壤期，黄土受到外界环境的强烈风化作用有利于无效钾向着缓效钾的转变；当然，也有利于缓效钾向速效钾转化、从而引起速效钾被植物吸收利用或流失，土壤中速效钾的减少促进了化学平衡向着更多的缓效钾和速效钾的形成，由于速效钾含量不足缓效钾含量的1/10（约占784％），并且极易流失，对于环境变化的信息应更多地保存在较为稳定的缓效钾中。因此，可以认为黄土剖面中缓效钾的含量与分布主要是受到东亚季风气候的影响，能够反映古气候环境变迁。
2.3黄土剖面中缓效钾的古气候信息记录
2.3.1黄土剖面中缓效钾的含量与分布特征
整个黄土剖面上缓效钾的平均含量约为1166ppm，变化范围为743～1800ppm。缓效钾的最低含量发现存在于黄土层L.1，其值约为743ppm，该黄土层中缓效钾平均含量约为946ppm；最高含量的缓效钾出现在古土壤层S.0(黑垆土层)，为1800ppm，该古土壤层中缓效钾的平均含量约为1483ppm（表2）。其他过渡性土壤层中缓效钾含量变化都在其间；总体特征是古土壤中缓效钾含量要比黄土层中缓效钾含量要高。这也说明，缓效钾的含量与分布特点应该与黄土剖面上古土壤的发育形成过程有密切关系。
表2黄土剖面中缓效钾的含量与分布table2thecontentanddistributionofslowlyavailableKintheloesssection
地层
缓效钾含量/ppm最大值最小值平均值
表土耕作层(tS)155213861503
现代黄土(L.0)158513611465
古土壤(S.0)180012001483
过渡性古土壤（S.0-1）12508311003
过渡性黄土（L.1-0）1019843932
黄土（L.1）1139743946
过渡性古土壤（S.1-0）1459104212652.3.2黄土剖面中缓效钾与磁化率的关系
黄土－古土壤序列的磁化率是公认地［2］反映东亚古夏季风变化的良好替代性指标（主要反映黄土-古土壤序列的成壤强弱程度）。通过对黄土剖面中磁化率与缓效钾的含量进行相关性分析（图1）表明，缓效钾的含量与磁化率有非常显著性的高度相关性（r2=06294，p＜001），说明了缓效钾的形成与黄土风化成壤作用密切相关，其形成过程应受到了黄土-古土壤的成壤作用，是能够反映东亚古夏季风变化的。图1黄土剖面中磁化率与缓效钾含量的相关性分析
Fig.1thecorrelationdiscussionofthesusceptibilityandcontentofslowlyavailableKintheloesssection
2.3.3黄土剖面中缓效钾的古气候信息记录
由于缓效钾所具有的生物－地球化学特征，不仅受到风化成壤作用，而且积极参与到生物活动中。其堆积与形成既受到地质大循环的控制（风尘堆积），更受到了区域生物小循环的影响作用（钾素是重要的生源元素）。缓效钾应比磁化率（仅反映成壤的强弱程度）更能体现古气候环境的变迁。
磁化率与缓效钾的含量所绘制的环境图谱（图2）表明，两个替代性指标的峰谷波动变化具有高度地一致性，高值代表着古土壤发育，低值为黄土堆积；然而，在次一级的气候波动事件上，磁化率对古气候信息的反映表现得远不如缓效钾真实和细致，缓效钾的含量表现出频繁地波动变化。这也说明，缓效钾作为新的东亚夏季风的环境替代性指标确实要比传统的磁化率具有明显的优越性，分辨率更高。
通过缓效钾环境图谱（图2）所反映的气候波动变化，可以认为：晚更新世末期以来（剖面底部光释光测年约为35万年），陇东长武塬地区的古气候环境变化大致地经历了较温湿干冷暖湿较暖湿。无论在干冷期间还是暖湿期间，缓效钾充分地指示了夏季风与冬季风之间仍然产生过频繁地交替与转变。
图2黄土剖面上磁化率与缓效钾变化
Fig.2thechangeofthesusceptibilityandcontentofslowlyavailableKintheloesssection
3结论
缓效钾所具有的生物-地球化学特征决定了其在参与地质大循环和生物小循环过程中，记录了我国西北黄土地区的东亚古夏季风变化的丰富信息。与磁化率相比，缓效钾对古气候环境变化更为敏感与真实，是一种分辨率更高的夏季风变化的环境替代性指标。
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