土壤碳分解的温度敏感性及其对气候变化的反馈

土壤碳分解的温度敏感性及其对气候变化的反馈

土壤有机质(soil organic matter, SOM)分解的温度敏感性对全球碳循环具有重要的意义,并决定着对气候变化的反馈。然而最近的研究结果的分歧很大。这些研究主要集中于旱地矿质土壤(upland mineral soils)。旱地土壤具有良好的排水性和通气性,使得根系和土壤动物能够进入到矿物土层中,从而使SOM与矿物颗粒混合。旱地矿物土壤的条件一般也有利于分解,因此碳密度相对较低。相比之下,湿地和泥炭地经常处在厌氧的状态,分解速度要慢得多,深层有机质堆积在矿物质层之上。永久冻土层(或称多年冻土)的排水性也比较差,有机质可能通过冻裂搅动(cryoturbation)作用而被被埋在深层土壤中。因此,湿地、泥炭地和多年冻土通常比旱地土壤矿物含有更高的碳密度(table 1)。此外,高纬度地区的气候变暖的速度和幅度要高于其它地区,而多年冻土和大部分泥炭地位于高纬度地区,所以这些土壤更容易受到气候变化的影响。

Table 1: 地下碳储量大小及其脆弱性。尽管这些评估存在高度的不确定性(均四舍五入到个位数),但它们有助于构建关于每种地下碳类型对未来几十年气候变化的潜在反馈的相对重要性的辩论框架。

在这篇综述中,作者强调地下所有类型有机质的分解应该用一套共同的动力学理论和环境约束原则来描述。这篇文章的目标是在一个框架内澄清有关分解温度敏感性的问题,这有助于集中随后的讨论和研究。

控制有机质分解的因素

地下环境中碳的输入和输出之间的平衡决定了土壤有机质储量(Fig.1)。C的输入主要来自叶和根的碎屑物。C的输出形式则主要是土壤表面的二氧化碳(CO2)释放,当然甲烷(CH4)释放、溶解碳化合物和颗粒碳化合物的水文淋溶也可能是重要的途径。土壤中CO2的产生几乎完全来自于根系呼吸(自养呼吸)和微生物对有机质的分解(异养呼吸)(自养呼吸+异养呼吸=土壤呼吸)。就像所有的化学和生物化学反应一样,这些过程都依赖于温度。土壤呼吸过程也受到水分的影响。因此,大多数经验模型都将土壤呼吸与温度以及水分标量(土壤含水量或降水量)联系起来。这一点没有争议。

Figure 1: 土壤碳的主要输入和输出途径的控制因素,底图是全球土壤有机碳储量图。尽管CO2是土壤分解作用的主要产物,CH4、可溶性有机碳(DOC)、水中的颗粒有机碳(POC)、以及可溶性无机碳也是重要的输出形式。

良好的混合介质中的酶的反应动力学也没有争议。活化能(activation energies)和环境温度、以及有机碳反应物的分子结构有关。分解作用的温度敏感性随着底物分子复杂性的增加而增加。反应速率还受底物浓度、酶和底物之间亲和性的影响。

当将上述知识应用到土壤环境中,争议就开始了。首先,土壤包含着数千种不同的有机碳化合物,而每种化合物都有其内在的动力学特性。不仅植物产生大量不同性质的碳,而且植物碎屑也经历了微生物降解或非生物缩合反应(abiotic condensation reaction),从而产生新的芳香结构、大分子量的、不可溶的或其他类型的分子结构,进行影响了降解酶的类型和功效。这些复杂分子具有分解速率低、活化能高、内在温度敏感性高等特点。这里将基于分子结构的内在动力学特性和环境温度称为分解作用的“内在温度敏感性”(intrinsic temperature sensitivity)

其次,在异质的土壤环境中,降解酶有可能在物理上或化学上无法接触有机碳底物,从而在微生境中形成底物限制。在这些环境限制下,我们所观察到的有机质分解对温度的响应,这里称之为“表观温度敏感性”(apparent temperature sensitivity),其可能远低于有机底物的内在温度敏感性(Fig. 2)。相反,如果温度-敏感过程缓解了一种对分解活动的环境限制因子,则随后底物可利用性的增加可能会导致表观温度敏感性暂时超过底物的内在温度敏感性。

Figure 2: 土壤有机质分解的“表观”温度敏感性的影响因素。有机C底物分解的“内在”温度敏感性”(正如Arrhenius函数所描述的)是SOM分子的可分解性和环境温度的函数。通常,更复杂的分子结构具有更高的活化能,因此具有更高的温度敏感性。然而,对SOM分解的环境限制因素可以降低底物可利用性,从而抑制或掩盖了“内在”温度敏感性,通常导致测量的(或“表观的”)温度敏感性低于预期。

一些可以暂时或无限期影响SOM分解的表观温度敏感性的环境限制因素包括:

  1. 物理保护。土壤团聚体可以为有机质提供物理保护,使得微生物及其酶可能无法进入土壤团聚体,而氧气浓度也可能很低。类似的,如果有机化合物水溶性较低,或者它们位于在腐殖质的疏水结构域,则它们可以从物理上隔绝水溶性酶,从而不被降解。
  2. 化学保护。有机物可以通过共价键或静电键吸附到矿物表面,从而在化学上防止其分解。
  3. 干旱。干旱降低了土壤水膜的厚度,从而抑制了细胞外酶和可溶性有机C底物的扩散,降低了微反应区的底物利用率。在容易发生火灾或干旱的地区,挥发性疏水分子的沉积可以产生斥水性,这也限制了有机质和酶在水膜中的扩散。
  4. 洪涝。洪水减缓了氧气向分解反应区的扩散,从而通常只允许厌氧分解,而厌氧分解的酶降解途径较少且缓慢。
  5. 冻结。虽然酶促反应可以发生在0℃以下,但由于胞外土壤水是冻结的,底物和胞外酶在土壤中的扩散速度非常慢。

这些环境限制都直接或间接地通过降低酶反应位点的底物浓度来影响分解反应速率。相比只通过依赖温度的Arrhenius函数来观察分解速率的最大酶反应速率(Vmax),米氏方程(Michaelis-Menten equation)中所描述的底物浓度和酶对底物的亲和力(kM)对于理解反应速率及其对温度的敏感性也是至关重要的。事实上,酶活性位点底物浓度低的情况可能是土壤底物中的一般规律。

SOM分解建模的常用方法

大多数表征SOM分解动力学的研究,都将碳化合物分层为不同的“库”,同一个“库”的碳具有相似的平均停留时间(mean residence time,MRT)。MRT是分解反应速率(k)的倒数,因此即反映了化合物的内在反应性,也反映了环境条件对其分解的限制。土壤碳动态的两个最著名的生物地球化学模型——CENTURY和ROTH-C模型——将土壤碳划分为5-7个概念库,包括位于土壤表面(枯枝落叶层)附近的2-4个易分解的植物碳库,以及3个物质土壤碳库,这些碳库的MRT从数年到数千年(Fig.3)。枯枝落叶层中植物碎屑的分解主要取决于气候和底物可分解性,而后者主要通过碳氮比和木质素含量来指示。矿质土壤中的3个C库,按其分解从易到难,在CENTURY模型中被划分为“快速”,“慢速”和“被动”(‘fast’, ‘slow’,‘passive’),而在ROTH-C模型则称为“微生物生物量”,“腐殖质有机质”和“惰性”(‘microbial biomass’, ‘humified organic matter’, ‘inert’)。虽然一些研究通过土壤的物理和化学分组方法成功测定了这些碳库,但它们仍然是很大程度上简化的建模构造。除了将土壤中碳视为离散的碳库外,还有研究将其视为具有不同化学复杂性和MRT的连续体,进而用于模拟土壤C动态。

Figure 3: CENTURY和ROTH-C模型中地下概念C库的性质。这两个模型均大致沿着土壤C的可分解性和MRT,定义了3个离散的土壤C库,而其中惰性C库分解的温度敏感性备受争论。

虽然现阶段对这些概念上的土壤C库的大小和MRT进行直接测量尚不完善,但已经出现了一种共识:相比将土壤C视为单一、均匀的库,使用土壤多C库模型能更好地模拟土壤C储量的变化。相比单一C库模型,利用多C库模型所得到的土壤C损失和增加的量都较低,无论是在区域尺度还是全球尺度。

虽然这些模型已被证明能有效地解释了当前土壤碳库的局部和区域变化及其对土地利用的响应,但人们对其能否适用于气候变化还尚未达成共识。通常,大多数土壤C动力学模型假设所有SOM分解的温度敏感性几乎相同,但这种假设与动力学理论相反。此外,由于SOM分子的复杂结构使得其难以分解,或者/和环境胁迫限制了酶接近底物分子,SOM分解速率可能较慢(以及MRT可能很长)。受保护的简单化合物和更复杂的未受保护的化合物可能会被集中到一个具有相同MRT的C库中。如果要了解不同MRT的原因及其变化的可能性,则需要明确解决内在和表观温度敏感性之间的区别。

SOM分解对气候变暖的反馈证据

相关生物圈对气候扰动反馈的讨论受到一种观点的影响,该观点认为呼吸的主要限制因素是温度,而光合作用受到多种因素的影响,包括光、CO2浓度、水分胁迫和养分可用性。Woodwell和Jenkinson等认为,陆地生态系统的呼吸作用,包括SOM的微生物分解,对全球变暖的敏感性要高于初级生产力。因此,全球变暖将导致陆地生物圈向大气释放的C净增加(或陆地生物圈对大气的净吸收量减少)。然而,由于对大部分土壤碳库的分解温度敏感性缺乏共识,这种正反馈的重要性仍然存在争议。

目前气候与SOM库存之间的地理关系提供了重要线索,例如高纬度地区存在大量土壤碳库(Fig.1)。然而,基于当前地理模式对气候变化影响的推论依赖于一种脆弱的假设,即时空替代法能够充分描述了未来碳储量变化情景的预测。然而,在关于土壤形成因子的经典研究中,Jenny描述了土壤氮浓度(与土壤C协变)如何随着温度的降低和北美中部大平原的降水增加而增加。 Kirschbaum指出,Jenny的结果意味着分解确实随着温度的增加而增加,而不是随着净初级生产力梯度,这支持了Woodwell的假设。Post等人发现分解作用在全球范围内表现出相似的趋势,尽管仅在非常潮湿和非常干燥的气候下才表现出强烈的关系,这表明土壤含水量对于限制分解速率也起着重要作用。

并非所有的梯度研究都支持分解的温度敏感性,并且有许多可能的解释。不同于Jenny的例子,南北梯度的生长季长度可能会影响总的初级生产力,进而影响土壤的C输入,这种影响可能和温度对呼吸的影响一样多,从而在解释SOM储量的变化时,模糊了温度对分解的影响。如果矿物学、粘土含量、团聚体或土壤含水量等因素也沿着相同的梯度协变,那么分解作用的环境限制也可能与特定研究样带的温度协变相关。例如,粘土大小的矿物的存在能够有效地吸附有机质并保持土壤水分,这可能与温度相关的过程有关,例如,过去的冰川作用会暴露新的基岩,以及促进矿物风化的酸的生物生成。最后,在芬兰的气候梯度温度和土壤碳库之间观察到的正相关关系的例子中,推断出大部分SOM分解的温度不敏感,可能是概念上土壤C库的关于恒定或可变MRT的模型假设的假象。

在分析任何地理趋势时,重要的是要记住,当前C储量分解的瞬时温度响应反映了不同动力学性质的有机-C底物的相对丰度。那些相对的底物丰度,部分是由于在土壤的气候和扰动历史中,环境胁迫对分解活动的限制造成的。例如,对于高度风化、具有高粘土含量的热带成熟森林土壤而言,由于矿物表面上大部分土壤C受到化学保护,其有机质的分解可能具有较低的表观温度敏感性。相反,而对近期耕种的温带草原土壤来说,其表观温度敏感性可能更高,因为其大部分底物的分解不受环境条件的限制。Giardina和Ryan计算了不同纬度和不同温度状况下的土壤样品的MRT(单一均质土壤C池)时,忽略了不同土壤基质的相对丰度的这种变化。他们发现MRT与实验室培养温度或野外年平均温之间没有相关性。他们正确地提出,底物质量和其他稳定机制是影响研究地点土壤碳库变化的重要因素,但他们错误地认为分解的温度敏感性并不重要。温度不敏感意味着分解的活化能为0,这对生化过程来说是不可能的。Giardina和Ryan的分析也没有考虑到各种碳底物(或“C库”)的丰度,它们具有不同的内在温度敏感性和不同的分解限制,本身部分是气候影响的结果。

除了对自然梯度的观察之外,还在实验室和田间实验中进行了几个分解温度敏感性的研究。Fang等人在一个108天培养实验中,在温度变化下培养了多个循环,并估算了每个循环的温度敏感性。培养早期(有更多的活性碳)和后期(有较少的活性碳)SOM分解的温度敏感性没有显著差异。他们还在表面(0-10)和深层(20-30)土壤中对土壤进行了实验,后者可能具有更多与矿物表面相关的惰性C。同样,没有观察到温度敏感性的统计学显著差异。虽然Fang等人的结果反驳了其他人提出的观点,认为惰性碳分解的温度敏感性要低于活性碳库,但它们的结果仍然与动力学理论相反,即惰性C库分解的内在温度敏感性更高。

相比之下,Knorr等人将实验室土壤培养实验数据拟合到土壤多C库模型时,他们得出了与动力学理论一致的结论。他们不仅计算出活性碳库分解对温度有积极反应,而且还计算出活性碳库分解具有更高的温度敏感性。大多数SOM位于第3个惰性碳库中,在培养期间没有显著分解。如果没有在模型中进行分区(即,划分不同C库),那么大比例的惰性有机质的温度敏感性,会掩盖其它2个小比例的活性碳库的温度敏感性。动力学理论的实验支持也来自不同底物质量的叶和根凋落物的培养实验。

然而,这些研究中的每一项都依赖于曲线拟合来证明分解的温度敏感性,并且模型的基本假设,以及统计方法检测出显著差异的曲线拟合参数的能力均能够引起人们的质疑。例如,Fang等人发现惰性C库没有显著更高的温度敏感性,这可能是第二类错误(type II error),即在零假设本身是错误时,反而接受零假设的情况,即没有观察到存在的处理效应。另一方面,Knorr等人的研究因为Arrhenius函数中拟合a项的模型假设而被批评为在碳库之间创建了不同温度敏感度(Ea项)的假象。此外,在这些培养期间可能存在对一些底物分解的环境限制。

野外土壤增温实验关于SOM分解的温度敏感性的证据也是模棱两可。在这些实验中,初期的增温促进了土壤CO2释放,但这种促进作用经常在几年内消失。然而,必须谨慎解释这一结果,因为测定的CO2释放速率的时间和空间异质性太高,而在处理效应本身比较小的情况下,通常会妨碍对处理效应的统计检验,从而导致可能的第2类错误。尽管如此,对这种短暂响应的一种解释是,只有土壤活性C库的分解对增温处理敏感,并且较老的、惰性的土壤C的分解对温度不敏感。另一种解释是,根和土壤微生物群落通过逐渐调整其新陈代谢而适应高温条件,使新适应的群落在相对较短的时间内恢复到与处理前水平类似的呼吸率。然而,最近的模型研究已经证明,用包含一个快速耗尽的小型活性碳库,和一个较大的对温度敏感、但分解缓慢的惰性碳库的模型,可以模拟出和这些田间实验数据一致的结果。多C库模型的拟合效果表现很好,而且无须涉及到温度不敏感性或热适应来解释观测结果。

不幸的是,来自培养实验数据的曲线拟合和田间土壤增温实验不太可能解决关于温度敏感性的潜在机制的争论。在Knorr等人和Fang等人的一系列讨论中,相同的数据同样适用于具有不同假设的模型,因而对惰性SOM分解的温度敏感性有着不同的解释。曲线拟合的另一个限制是,它关注于所测定的表观温度敏感性和与土壤C库MRT之间的关系,而不是试图区分底物分解的内在和表观温度敏感性。

尽管存在这些争议,但观测数据正在一致展示,不是单个C库,而是沿活性/惰性连续体(Fig.3)的多个C库的分解,而其表观温度敏感性是可检测的。然而,观测数据和土壤C模型模拟都没有能够证明,在整个惰性SOM范围内,其分解具有一致的表观温度敏感性。

在当前对全球变暖反馈的关注中,人们很容易认为,惰性SOM分解的温度敏感性是微不足道的,因为这些底物的分解,即使加速,也对瞬时CO2通量的绝对贡献很小。尽管如此,由于它们在土壤碳库的比例很大,即使惰性碳库的分解率发生微小变化,也可能导致土壤碳储量在数十年内发生重大变化。事实上,我们不知道土壤-C连续体中不同概念C库中,表观温度敏感性可能与当代碳循环问题无关。更重要的是,现在对分解活动的环境限制是否会随着气候的变化而变化,从而暴露出具有高内在温度敏感性的SOM?在作者看来,回答这个问题将提供更多关于生物圈反馈气候变暖的信息,而不是改进当前表观温度敏感性与土壤碳库的MRT之间的相关性。

环境限制因子的温度依赖性

根据动力学理论,由生物和化学过程过程导致的环境限制因子,它们本身就必须受到温度和其他气候驱动因素的影响。现在让我们根据它们对气候的依赖性问题,重新审视上面列出的5个环境限制因子。

  1. 气候和人类管理都会影响团聚体的形成(通过真菌菌丝的生长和土壤动物的活动),进而从物理上保护了SOM。生物“胶”将土壤团聚体粘在一起,也是可以被酶降解的,所以团聚体的分解也可以是酶促的,此外,纯粹的物理过程,如耕作和雨滴的影响,也会破坏聚集体。这些过程不直接依赖于温度,但通常受气候影响。
  2. 温度影响矿物表面上SOM吸附和解吸附的化学过程,但对这些过程的活化能知之甚少。
  3. 气候驱动的排水、降水和蒸散量之间的水文平衡决定了土壤水膜厚度,利用该厚度,可溶性有机碳底物和细胞外酶就能扩散。同样,与易受干旱和容易发生火灾的生态系统相关的叶凋落物的疏水性也受到气候的影响。
  4. 湿地和泥炭地的气候驱动的洪水决定了分解活动的氧气供应。由于气候扰动,世界上许多地区的降水和蒸发蒸腾都可能发生变化,改变水文平衡,造成许多中大陆泥炭地和湿地的夏季干旱,从而使大量碳底物暴露于好氧分解。
  5. 永久冻土的融化将使冻结土壤中的有机质暴露出来,而这些土壤有机质的动力学特征还尚未明确。一旦土壤解冻,一个对SOM分解的限制因子将会被消除。

目前对矿质土壤中有机质分解的温度敏感性的大多数争论,仅涉及矿物土壤底物的物理和化学保护。虽然这些过程是土壤碳储量和土壤肥力变化的极其重要的贡献因素,但它们参与气候变化的正或负反馈的程度尚不清楚。吸附和解吸过程都是温度敏感的,并且可能都会增加,使得在接下来的几十年内净效应最小。相比之下,最后两个对分解活动的限制因子——土壤冻结、以及由于洪涝导致的养分限制——有可能在气候变化情景下发生快速变化。

当湿地和泥炭地的分解由于洪涝缺氧而减缓时,低氧浓度会抑制酚氧化酶的活性,导致酚类化合物的积累。这些酚类化合物会抑制负责分解的水解酶的活性,从而进一步减缓分解。一旦泥炭变为有氧,这种抑制很快就会逆转。因此,只要厌氧条件得以维持,湿地和泥炭地中几个世纪和几千年累积下来的400-500 Pg(1 Pg = 1015 g)碳才能保持“稳定”。在大陆上那些夏季土壤水分减少的区域,泥炭的上层会变干,预计这将有可能导致100 Pg碳处于有氧状态,进而被分解。有相关证据表明这个过程正在发生,英格兰和威尔士土壤清查数据显示,过去25年泥炭土和沼泽的碳损失速率要比陆地土壤更快。

如果通过减少当前CH4净排放来补偿增加的CO2排放,泥炭地的碳损失不一定会加剧全球变暖。在100年的时间尺度上,每分子CH4的温室效应潜力是CO2的23倍。同样,洪涝陆地上森林植被的增长可以固存大量的C,尽管这种净碳平衡仍然不确定。另一方面,干燥泥炭中的碳也会受到自然和人类火灾的影响,迅速向大气中释放出大量的碳。在火灾多发的干旱年份,西伯利亚和加拿大的泥炭地已损失了大量C,而高温和泥炭干燥的结合可能会增加火灾频率和严重程度。在1997年厄尔尼诺现象期间,仅仅由于印度尼西亚的泥炭火灾,就损失了0.6-0.8  Pg 碳,占人类排放量的10%。因此,泥炭火灾对土壤碳反馈的影响可能比上述任何生物反应都要大。

多年冻土和泥炭地有相似的碳储量(表1)。在这些具有永久性冻结层的土壤中,通过一个称为冻裂搅动(cryoturbation)的混合过程,植物凋落物得以积聚在永久冻土层的表面和顶部。当永久冻土融化时,大量其他大部分未受保护的碳可用于分解。北方森林中深层土壤C的逐渐净损失,这也归因于温暖引起的季节性生物活动层的加深。一项评估表明,到2100年全球变暖可以解冻永久冻土面积的25%,从而使大约100 Pg碳易于分解。

永久冻土融化创造了一个镶嵌在较高干燥地区的淹水区域。在较干燥的融化区域,大部分大型底物库可能相对较快地分解。然而,在被淹没的融化区域(thermokarst lakes,热岩溶湖泊)中,有机质的厌氧分解可能进行得更慢,但却释放大量CH4,相比干燥地区的土壤C损失,这可能构成对气候系统的更强反馈。问题更复杂的是,最近的证据表明,由于气候变暖导致的岩溶发育最初增加,在最北部的永久冻土层中,热岩溶湖泊的数量正在增加;而在永久冻土层的南部,由于永久冻土的退化程度更高,热岩溶湖泊正在排水和消失。

冻结和厌氧条件仅仅是暂缓了有机质分解的时间,而不是将其转化为惰性物质。关于土壤碳动态,“稳定化”(stabilization)这一术语并没有被严格定义。湿地和永久冻土中的有机碳被吸附在矿物表面或在聚集在团聚体内部,从而受到保护,将这个过程称为“稳定化”是错误的。在这两种情况下,有机碳底物分解的内在动力学性质受到环境胁迫因子的抑制(Fig. 2),但湿地、泥炭地和永久冻土的厌氧和冻结条件更易快速变化。与关于矿质土壤的争论不同,关于泥炭地和永久冻土的尚未得到解决的问题,不是当前受约束的分解速率对温度敏感的程度,而是有多少永久冻土可能融化,以及有多少泥炭地区域可能被显著干燥。在全球环流模型中,这种温度、降水和排水的区域变化仍难以预测。因此,气候变化预测,和我们对碳动态的理解一样,限制了我们预测泥炭和永久冻土碳对气候变化的脆弱程度的能力。假设在21世纪,泥炭地和永久冻土有25%的碳储量因全球变暖而损失,这种潜在损失将比当前土壤C模型所预测的矿质土壤C损失要多2到3倍。

其他全球变化过程,如CO2施肥效应,氮沉降,改良土壤管理(例如,保护性耕作)和土地利用变化也可能改变土壤碳储量。本文没有探讨这些变化,部分原因是本综述中只关注于温度敏感性争议,但也因为当前缺乏令人信服的证据来表明这些过程显著改变了全球土壤碳汇。相比之下,随着全球气候扰动变得更加明显,那些限制地下碳库分解的环境因子本身也对气候高度敏感,可能会成为越来越重要的正反馈。

总结和研究展望

SOM中相对活性的C库分解很明显受到温度敏感性的影响,但SOM的另一个重要部分(惰性C库)仍然处于环境因子的限制下,这通常会模糊SOM分解的内在温度敏感性。自然气候梯度实验、以及旨在量化各种碳组分和温度敏感度的培养实验和田间实验,均依赖于模型假设和曲线拟合方法。这些研究已经对土壤碳动态产生了有价值的见解,但它们尚未解决全球土壤碳库对气候变化的总体响应及其反馈强度的问题。此外,仅仅将SOM划分温度敏感型C库和对温度表观不敏感的C库过于简单。

仅基于对当前表观温度敏感度的观察,来推断未来气候变暖情景下的分解速率是不够的。相反,我们需要了解底物可用性将如何变化,以及未来气候中对SOM分解的环境限制因子将如何变化,从而进一步确定未来SOM分解的表观温度敏感性。也许进一步的努力是,区分单个底物的内在动力学性质,以及区分经常影响原位SOM分解的环境限制因子。随着核磁共振和其他技术的新发展,我们识别和表征土壤底物的能力正在变强,但鉴于土壤C底物的多样性,这项任务是巨大的。即便土壤中的底物结构被确认,但它们在酶反应位点的浓度也更难估计。尽管如此,将底物可利用性的概念(例如米氏方程)与Arrhenius动力学所规定的温度敏感性相结合,可能会促进土壤C动态的测量和建模的新方法。环境限制过程掌控着底物对酶的可利用用性,未来应在气候变化的背景下显式描述和研究。

无论使用何种实验和建模方法,关于SOM分解的温度敏感性的研究和讨论应该扩展到旱地矿质土壤之外,特别是湿地、泥炭地和永久冻土。对这些土壤而言,限制其SOM分解的环境条件有可能因气候变化而改变,因而可能在接下来的几十年中将大量的C暴露于缺少环境限制的分解活动下。当前一个高度重要的研究应该探究这些环境限制因子是如何响应气候变化的。


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