增温与干旱双重变化对若尔盖泥炭CH4排放的影响

韩仕星, 陈允腾, 张懿晴,3, 杨胜勇, 王 征

(1.河北农业大学 林学院, 河北 保定 071000; 2.河北省城市森林健康技术创新中心,河北 保定 071000; 3.南京农业大学 资源与环境科学学院, 南京 210000)

北方泥炭地储存了大约250～450 Pg的土壤碳，占全球陆地碳库的16%～30%，其中有机碳大约250～450 Pg，相当于大气碳储量的25%～50%[1-2]，其碳分解和温室气体排放对全球碳循环和气候变化有着重大的影响。若尔盖泥炭地位于青藏高原东部，作为世界湿地面积最大的高山湿地分布区，总面积为4605 km2，积累了大约2.9 Pg的泥炭[3-4]。近几十年剧烈的人类活动，如挖沟排水、过度放牧等，导致泥炭地水位急剧降低和水土流失，大量的泥炭地干旱退化，形成了大面积的荒漠和退化草地[5-7]；同时，近期对泥炭地的保护日益加强，有些排水泥炭地阻断了排水渠，进行了湿地恢复，出现了部分人为排水后恢复的泥炭地；这些人为干扰都强烈改变着泥炭地的碳水溶性流失、分解与排放[8-11]。尤其，甲烷(CH4)作为泥炭地排放的主要温室气体之一，温室效应在100年跨度内是CO2的30多倍，其产生和排放都主要受水位变动的影响[12-13]。因此，本区域泥炭地人为排水，对原有近自然泥炭地的CH4产生过程和排放强度都会有所改变，可能对本区域温室气体排放和综合温室效应产生深远的影响。

全球气候模型预测，北方泥炭地平均年气温到21世纪末将升温2～8℃[14]；结合水文模型预测发现，由于升温作用，土壤蒸发将会大幅提高，泥炭地可利用水分减少，水位降低[9,15]。未来泥炭地既变暖又变干的环境条件，对于泥炭地的CH4排放的影响是复杂的，可能产生两个相反的作用。一方面，泥炭地CH4排放对温度变化非常敏感，温度升高可以改变土壤物理化学性质，增强有机碳和微生物的活性，在自然状态下通常促进CH4产生和排放[1,9,16]。而另一方面，干旱导致水位降低，厌氧层下降，CH4产生减少；泥炭上部有氧层增厚，CH4氧化过程增强，最终导致CH4排放量降低[17-19]。然而，目前研究多关注不同深度泥炭CH4排放对单一增温的响应[20-21]，或对单一水位变化的响应[17,22]。只有很少的研究涉及升温和变干的双重影响，Bond-Lamberty等发现永冻土上部矿质土在温度升高水分降低后CH4排放有所增加，但只关注了这个特定土层CH4排放的变化。Yang等关注了升温和降雨减少对泥炭柱CH4排放的影响，但无法解释为何单一的升温或降雨减少都增加CH4排放，而两者的综合作用却导致CH4排放降低。可见，变暖变干双重气候变化对泥炭地CH4排放的复杂影响仍有待于进一步研究。若尔盖泥炭地经历了大范围的人为排水退化和水土流失，未来又同样面临着强烈的变暖变干的双重气候变化[9,15]；因此，本研究选取若尔盖原有近自然泥炭地和人为排水退化泥炭地，对比探索这两种典型泥炭地类型的CH4排放对双重气候变化的不同响应，以及对本区域温室气体排放的影响。

1 研究方法

1.1 研究区概况：

若尔盖高原地处素有“世界屋脊”青藏高原的东部边缘，泥炭地位于第四纪强烈隆起区中间的一个相对沉降区，呈现出丘状，由于该区特殊的气候和地势结构，导致常年或季节性积水，土壤多为泥炭沼泽土，泥炭的厚度可达4.0～5.3 m，从而发育成为大面积的泥炭沼泽湿地，泥炭湿地的面积约为4 038 km2，是我国现存面积最大的高原泥炭湿地分布区[4,21]。最具典型的是木里苔草 (Carexmuliensis)湿地，主要分布在若尔盖、红原、松潘、阿坝、玛曲等州县，集中的分布在古冰蚀槽谷、黑白河流域的河流阶地、湖滩、伏流与闭流河谷山前冲洪积扇泉水溢出带、古冰蚀台地、新近古河道的边缘地带[5,7,9]。

本研究取样地位于四川省红原县(北纬31°03′56″，东经102°34′23″)，是若尔盖高原典型泥炭地的一部分，为大陆性高原寒温带季风气候。无明显的四季界线，气候偏冷，春秋较短，长冬无夏，热量低。极端最低气温-36.0℃，极端最高气温26.0℃，气温日较差平均16.3℃，年均日照时数2 158.7 h；若尔盖高原年平均气温为-0.7～1.1℃，多年平均降水量在650～750 mm，80%集中在5—8月；年均降雪日数76 d[9,21]。若尔盖泥炭地经过近几十年挖沟排水、过度放牧等，产生了大面积的干旱退化泥炭地；同时，近期对泥炭地的保护日益重视，有些排水泥炭地阻断了排水渠，进行了湿地恢复。目前，若尔盖逐渐形成了人为排水泥炭地、少量恢复泥炭地和近自然未排水泥炭地等泥炭地类型[3,7]。

1.2 泥炭样品采集与处理

我们在若尔盖泥炭地选取了两种典型的泥炭地类型，分别为长期人为排水泥炭地与近自然泥炭地(几乎未发生过人为排水)。人为排水泥炭地生长季水位波动范围约为10～50 cm，近自然泥炭地生长季水位波动范围约为0～40 cm。每种泥炭地类型分别设置4个重复样地，在每个样地用土钻采取0—10 cm，10—20 cm，20—40 cm，40—60 cm，60—80 cm和80—100 cm深度的泥炭土样品。泥炭土样品放入带有冰袋的保温箱内取回，在实验室对每个样品快速进行挑根及杂物去除。然后，每个泥炭样品分为两份：一份泥炭样品风干后，研磨过0.25 mm网筛，用Vario EL元素分析仪测定碳氮含量；一份泥炭样品-18℃低温保存，在两周内进行室内培养试验。

1.3 泥炭培养试验

测定每个泥炭样品含水量，并称取每个样品约20～30 g鲜土重泥炭，将其放入500 ml的培养瓶内。将所有培养瓶用铝箔纸包裹，以避免样品的光分解。为了模拟未来泥炭地升温变干的双重气候变化对泥炭CH4排放的影响，本研究模拟了增温10℃和干旱水位降低20 cm的环境条件变化。泥炭样品分别在5℃和15℃两种温度环境下培养。为模拟泥炭地实际表层泥炭有氧和下层泥炭淹水厌氧状态对CH4排放的影响，本研究根据两类泥炭样地水位波动范围以及未来干旱水位下降趋势，将不同深度的泥炭分为两种水分和氧气处理进行室内培养。

(1) 5℃和15℃的20—100 cm深度的4层泥炭样品都进行饱和水厌氧培养：拧紧培养瓶盖后，通过气体阀门，向培养瓶中注入氮气(N2)冲洗过0.5 h的100 ml去离子水，使泥炭样品达到饱和水状态；通过两道气体阀门，再将培养瓶内的空气进行20分钟的N2冲洗，使整个培养瓶达到厌氧环境；称重后进行培养。

(2) 另外一组，近自然泥炭地5℃的0—20 cm深度和15℃的0—40 cm深度的泥炭样品，以及排水泥炭地5℃的0—40 cm深度和15℃的0—60 cm深度的泥炭样品进行不饱和水有氧培养：将培养瓶中的空气与外界空气充分接触、混合均匀，保持瓶盖半开状态，保证有氧环境；再注入10 ml普通去离子水，使泥炭样品达到不饱和水状态；称重后准备进行培养。

各泥炭样品分别在各自处理条件下，预培养48 h，使微生物适应该处理条件。每种处理下设置3个无泥炭样品的空白对照。培养过程中，泥炭的水分状况通过称重的方法保持稳定；厌氧培养的培养瓶在整个培养过程中保持密封，保证厌氧环境的稳定均一；有氧培养在每次取样完成后和下次取样24 h之前，保持培养瓶瓶盖半开状态，以及每天定时完全打开培养瓶轻微晃动换气，保持相对稳定的有氧状况。

气体样品取样：所有处理的泥炭样品均培养28 d，共取样8次，分别为第1天、第3天、第5天、第8天、第12天、第16天、第21天和第28天。每次取样，将培养瓶轻微晃动，使其中的空气混合均匀后，用针筒通过气体阀门抽取30 ml气体样品，注入20 ml真空密闭的气体采样瓶内，并在48 h内完成气体测定。厌氧培养取样完成后，将与样品同等体积的N2注入厌氧培养的培养瓶，使其回到取样之前的状态；有氧培养取样完成后，将有氧培养的培养瓶拧开瓶盖，使培养瓶内的气体与外界空气充分接触，并在下次取样的前24 h将瓶盖拧上，使其回到密闭培养状态。

使用气相色谱的氢火焰离子化检测器(FID)测定气体样品中甲烷的浓度。

1.4 数据处理

(1) 单位时间的CH4排放量，基于取样时间点24 h泥炭培养瓶甲烷含量与空白对照的差值。接受单位时间的CH4排放速率为负值，表示该泥炭样品在本次取样表现为甲烷的吸收。每个泥炭样品的CH4排放速率表示为单位时间的CH4排放量与该泥炭样品碳含量的比值，单位为μg/(gC·d)。CH4累积排放量为每次取样时，CH4不断叠加的排放量，单位为μg/gC。28 d培养过程中，CH4的平均排放速率以8次取样CH4排放速率的均值表示，本研究采样两种表示方法：一种为与该泥炭样品碳含量的比值，表明该泥炭样品碳的本身活性固有的CH4释放特性，单位为μg/(gC·d)；一种表示为与该泥炭样品干土重的比值，表明泥炭的碳含量和碳活性双重作用的CH4释放特性；单位为μg/(gdw·d)。

(2) 数据处理采用SPSS 18.0软件，使用One-way ANOVA进行差异显著性检验。

2 结果与分析

2.1 泥炭碳含量、氮含量以及碳氮比的差异

近自然泥炭地和排水泥炭地的碳氮含量以及碳氮比都随泥炭深度增加，呈逐渐上升趋势(图1)。但近自然泥炭地的泥炭碳氮含量在10—20 cm深度为(249.70±5.02)，(16.85±0.69) g/kg，比相邻土层分别明显减少约13.12～31.46，0.81～1.38 g/kg。排水泥炭地和近自然泥炭地的表层0—20 cm和深层60—100 cm的碳氮含量无显著差异，而长期排水泥炭地的泥炭碳氮含量以及碳氮比在20—60 cm深度都明显减少。其中，排水泥炭地的泥炭碳含量在20—40，40—60 cm比近自然泥炭地分别显著减少了64.24，33.99 g/kg (p<0.05)；排水泥炭地的泥炭氮含量在20—40 cm为(15.29±0.62) g/kg，比近自然泥炭地显著减少了2.37 g/kg (p<0.05)。

图1 近自然泥炭地和排水泥炭地的泥炭碳含量、氮含量以及碳氮比在1 m深泥炭剖面的分布

2.2 排水对CH4排放的影响

在表层0—20 cm为有氧不饱和水的条件下，无论是5℃还是15℃培养，若尔盖近自然泥炭地与排水泥炭地的20—40 cm泥炭CH4累积排放量都最高，其次为40—60，60—80 cm泥炭，表层(0—20 cm)和深层(80—100 cm)泥炭CH4排放速率都较低，且排放速率相似(图2)。

在5℃培养条件下，近自然泥炭地40—60，60—80 cm泥炭的CH4累积排放量显著高于相同泥炭深度的排水泥炭地(p<0.05)，分别从第28天〔(35.44±2.28) μg/gC〕和第12天〔(15.20±1.96) μg/gC〕开始，最终CH4累积排放量分别高于排水泥炭地7.64，11.36 μg/gC。在15℃培养条件下，近自然泥炭地与排水泥炭地相同泥炭层的CH4累积排放量差异增大，近自然泥炭地20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累积排放量显著高于相同泥炭深度的排水泥炭地(p<0.05)，分别从第3天〔(51.65±8.60) μg/gC〕、第1天〔(14.04±1.60) μg/gC〕和第8天〔(23.26±1.34) μg/gC〕开始，最终CH4累积排放量分别高于排水泥炭地60.50，48.78，17.14 μg/gC。

2.3 增温对CH4排放的影响

在表层0—20 cm为有氧不饱和水的条件下，近自然泥炭地5℃和15℃培养的CH4累积排放量差异较大的为20—40，40—60，60—80 cm泥炭。15℃的20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累积排放量分别在培养第1天〔(26.74±5.73) μg/gC〕、第1天〔(14.04±1.60) μg/gC〕和第3天〔(12.03±0.65) μg/gC〕就开始显著高于5℃的CH4累积排放量(p<0.01)。最终，这3个泥炭层，15℃的CH4累积排放量分别高于5℃的CH4累积排放量151.26，82.64，22.86 μg/gC。

在表层0—20 cm为有氧不饱和水的条件下，排水泥炭地5℃和15℃培养的CH4累积排放量差异较大的同样为20—40，40—60，60—80 cm泥炭，但差异幅度比近自然泥炭地小。15℃的20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累积排放量分别在培养第1天〔(17.93±2.53) μg/gC〕、第3天〔(13.85±1.68) μg/gC〕和第5天〔(11.08±2.22) μg/gC〕开始显著高于5℃的CH4累积排放量(p<0.01)。最终，这3个泥炭层，15℃的CH4累积排放量分别高于5℃的CH4累积排放量98.06，41.81，17.08 μg/gC。

2.4 增温与干旱双重变化对CH4排放的影响

为了模拟未来泥炭地升温变干的双重气候变化对泥炭CH4排放的影响，本研究模拟了增温10℃与干旱水位降低20 cm的环境条件变化。根据近自然泥炭地水位波动范围，分别设置低温高水位(5℃，表层20 cm以上泥炭有氧培养)和高温低水位(15℃，表层40 cm以上泥炭有氧培养)2个培养状态(图3)。在近自然泥炭地1 m深泥炭28 d培养过程中，低温高水位状态的CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)低于高温低水位状态的有3个泥炭层，均有显著差异(p<0.05)；分别为：40—60 cm为(4.43±0.28)，(14.76±1.86) μg/(gC·d)；60—80 cm分别为(3.02±0.42)，(5.88±0.26) μg/(gC·d)，以及80—100 cm分别为(1.18±0.19)，(2.35±0.35) μg/(gC·d)。高温低水位CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)显著低于低温高水位的只有1个泥炭层：20—40 cm，分别为(0.60±0.28)，(5.67±0.96) μg/(gC·d) (p<0.01)。近自然泥炭地整个1 m深泥炭，在高温低水位状态的CH4总排放量为(204.29±15.13) μg/gC，比其低温高水位状态的CH4总排放量(137.86±13.45) μg/gC显著升高了约48%(p<0.05)。

注：A为5℃近自然泥炭地，B为5℃排水泥炭地，C为15℃近自然泥炭地，D为15℃排水泥炭地。

注：A为基于泥炭碳含量的不同深度CH4平均排放速率变化；B为基于泥炭干土重的不同深度CH4平均排放速率。低温高水位为温度设定5℃，深度0—20 cm泥炭有氧不饱和水培养，20—100 cm泥炭厌氧饱和水培养；高温低水位为温度设定15℃，深度0—40 cm泥炭有氧不饱和水培养，40—100 cm泥炭厌氧饱和水培养。

根据排水泥炭地水位波动范围，分别设置低温高水位状态和高温低水位状态为：5℃，40 cm以上泥炭有氧培养；15℃，60 cm以上泥炭有氧培养(图4)。在排水泥炭地1 m深泥炭28 d培养过程中，低温高水位状态CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)低于高温低水位状态的有3个泥炭层：在10—20 cm为(0.70±0.29)，(1.02±0.54) μg/(gC·d)；在60—80 cm分别为(1.60±0.54)，(3.74±0.28) μg/(gC·d) (p<0.05)；在80—100 cm分别为(1.01±0.16)，(3.15±0.49) μg/(gC·d) (p<0.05)。低温高水位状态CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)明显高于高温低水位状态的只有：在40—60 cm为(3.47±0.48)，(0.41±0.12) μg/(gC·d)，有显著差异(p<0.05)。排水泥炭地整个1 m深泥炭，在高温低水位状态的CH4总排放量为(75.64±9.41) μg/gC，比其低温高水位状态的CH4总排放量(63.69±12.25) μg/gC升高了约19%。

基于泥炭干土重的CH4平均排放速率较基于泥炭碳含量的排放速率有3倍左右的降低，但并没有完全改变干旱与增温条件下自然泥炭地或者排水泥炭地的CH4平均排放速率的变化规律，只是不同处理间的差异的大小有所变化。

注：A为基于泥炭碳含量的不同深度CH4平均排放速率变化；B为基于泥炭干土重的不同深度CH4平均排放速率。低温高水位为温度设定5℃，深度0—40 cm泥炭有氧不饱和水培养，40—100 cm泥炭厌氧饱和水培养；高温低水位为温度设定15℃，深度0—60 cm泥炭有氧不饱和水培养，60—100 cm泥炭厌氧饱和水培养。

3 讨 论

人为排水被认为是导致全世界泥炭地干旱退化的主要因素[7,23]。据Meta分析估算，欧洲90%左右的泥炭地因人类开采和排水而产生了退化，超过50%泥炭地在上个世纪被排水疏干[23]。泥炭地排水后，水位大幅度下降，厌氧层降低，同时CH4产生菌群落数量降低数十倍甚至几个数量级[24-25]，最终CH4产生减少[9,22,26]；而有氧层增厚，CH4氧化消耗增强，最终导致CH4排放降低[23-24,27]。野外观测也表明，CH4排放量在水位较低的区域或水位较低的时期都会有明显的下降[26,28]。而我们的研究结果进一步表明，排水后泥炭的CH4排放量降低与泥炭本身有机物变化也有很大关系。在相同水位条件下，排水泥炭地中下层泥炭的CH4累积排放量，无论是在5℃还是15℃都要显著低于近自然泥炭地CH4累积排放量(图2)。其原因可能是，泥炭地在排水后，水位大幅下降，导致泥炭中的有机质长期氧化分解以及随水土的流失[11,16]，降低了泥炭中易分解有机质的含量，CH4产生菌可用的小分子有机物(乙酸等底物)减少[29]，致使产生CH4的效率降低。泥炭剖面的分布也表明，排水泥炭地泥炭的碳氮含量及碳氮比在20—60 cm深度比近自然泥炭地都显著减少(图1) ，显示了有机质的含量和质量的明显降低。因此，长期排水泥炭地不仅降低了水位，改变了CH4产生菌和氧化菌的数量，而且改变了泥炭中的有机物，两者综合作用，共同导致长期排水泥炭的CH4排放显著低于近自然条件下的泥炭CH4排放。但长期排水泥炭的CH4排放的降低并不意味着其他温室气体排放的减少，或者总的碳流失降低；排水泥炭地中层泥炭碳含量比近自然泥炭地的显著降低，表明人类长期排水导致的碳分解和水土流失，造成了更严重的总碳流失。

泥炭地CH4排放对温度的升高较为敏感，温度可能会改变土壤物理化学性质，增强有机碳和微生物的活性，在自然状态下通常会对CH4排放产生促进作用[9,16,20]，尤其在生长季水位较高时(5—9月)的CH4排放主要由温度条件控制[11，22,28]。本研究的室内培养结果表明，泥炭地无论是在近自然还是长期人为排水状态下，温度升高对CH4排放的影响是随泥炭深度的变化而变化。15℃培养与5℃培养相比，近自然泥炭地和排水泥炭地CH4排放变化不显著的泥炭层都为：0—10，10—20，80—100 cm，随温度升高而显著提高的泥炭层都为：20—40，40—60，60—80 cm(图2) 。可见，表层和深层泥炭CH4排放对温度的升高不敏感，中下层泥炭CH4排放量随温度的升高而显著增加。这可能是由于表层泥炭受有氧环境影响，抑制了CH4的产生，强化了CH4的氧化过程；而深层泥炭的有机质中惰性碳含量较高，不利于产生CH4[16,29]。综上可知，随着气候变暖，泥炭温度升高，若尔盖泥炭地CH4排放量可能升高，并且变暖对泥炭CH4排放的影响主要集中在中下层泥炭(20—80 cm)，使其CH4排放在未来环境下显著增加。

在未来若尔盖泥炭地既变暖又变干的环境条件下，对于泥炭地的CH4排放会产生两个相反的影响：温度升高通常促进CH4产生和排放[1,9,16]；而干旱水位降低，厌氧层下降，有氧层增厚，会导致CH4排放量降低[17-19]。然而，Yang等的研究发现，单一的升温或降雨减少都会增加泥炭柱CH4排放(28%～30%)，然而综合增温与干旱双重环境变化的影响，却会导致CH4排放量显著降低50%。本研究结果表明，在模拟泥炭地升温变干的气候变化条件下(增温10℃并且干旱水位降低20 cm)，无论是近自然泥炭地还是排水泥炭地，由于表层泥炭没有水分和氧气变化，本身CH4排放很低，且对温度的升高不敏感，排放量变化不显著；深层土壤一直处于饱和水无氧环境下，升温后CH4排放稍有提高；而中层泥炭在升温变干的环境条件下，叠加了温度、水分和氧气变化的影响，CH4排放变化最剧烈(图3，4)。泥炭温度升高会大幅度提高中层泥炭的CH4排放，但主要集中于常年波动水位以下；而中上层泥炭由于水位降低失去厌氧环境[9,22,24]，CH4产生菌的数量大幅降低[25,27]，而CH4氧化菌则显著增加[27]，同时水位降低后中上层泥炭有机质中的惰性物质显著增加[16,29]，干旱对CH4排放的降低作用更明显。因此，增温与干旱双重变化对中层泥炭CH4排放的影响最为显著。最终，增温与干旱会导致整个1 m深泥炭CH4排放发生显著变化，近自然泥炭地和排水泥炭地1 m深泥炭的CH4排放都有明显的提高，尤其是近自然泥炭地的CH4总排放量显著增加了66.43 μg/gC (约48%)。由此可见，人类活动导致的升温变干气候对高寒湿地泥炭土的有机碳稳定性造成了破坏性影响，可能会导致本区域未来CH4排放量的显著提高。

4 结 论

研究表明，长期排水泥炭地的中下层泥炭CH4排放显著低于近自然泥炭地，而表层泥炭CH4排放相似。两种泥炭地的表层和深层泥炭CH4排放对温度升高都不敏感，中下层泥炭CH4排放随温度升高而显著增加。在增温干旱双重变化条件下，中层泥炭CH4排放变化最剧烈，最终导致整个1 m深泥炭CH4总排放量升高；并且，近自然泥炭地CH4总排放量显著升高约48%，大幅高于排水泥炭地。