劉利娟,劉欣蔚,鞠佩君,朱 單,薛 丹,劉建亮,何奕忻,陳 槐,*

1 中國(guó)科學(xué)院成都生物研究所山地生態(tài)恢復(fù)與生物資源利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,成都 610041 2 中國(guó)科學(xué)院若爾蓋泥炭地定位研究站,紅原 624400 3 中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049

泥炭地是指泥炭土厚度至少為30 cm或有機(jī)質(zhì)含量超過(guò)50%的濕地[1]。泥炭地是在土壤表層積水或者過(guò)濕且地質(zhì)長(zhǎng)期穩(wěn)定的環(huán)境下,植物殘?bào)w大量積累,且分解作用受到抑制,泥炭土不斷累積發(fā)育而成[1]。泥炭地作為陸地生態(tài)系統(tǒng)的重要碳匯,是通過(guò)植物光合作用和土壤呼吸儲(chǔ)存和釋放碳[2- 6],并以3%的陸地面積儲(chǔ)存了約全球三分之一的土壤碳[7- 8]。泥炭地作為單位面積碳儲(chǔ)量最大和碳積累最快的陸地生態(tài)系統(tǒng),對(duì)全球氣候有重要影響。然而,氣候變暖及人類活動(dòng)使得泥炭地退化嚴(yán)重[9- 11]。泥炭地的形成和發(fā)育主要受土壤水分和溫度的影響,土壌水分和熱量則主要取決于區(qū)域氣候條件、地形、水文等因素,不同水熱組合一并決定了植物生物量的增長(zhǎng)和分解[12-13]。因此,泥炭形成和累積主要受到區(qū)域氣候條件的影響。

氣候變化必將導(dǎo)致大氣和泥炭地之間的碳平衡發(fā)生變化,而碳通量變化將進(jìn)一步反饋于氣候變化。泥炭地作為大氣二氧化碳(CO2)匯,直接影響了大氣中CO2濃度,泥炭地因此在全球碳循環(huán)中起著重要的作用[7,11]。目前,泥炭地碳儲(chǔ)量估算仍存在較大的不確定性,不確定性來(lái)源于土壤容重、泥炭深度、泥炭地面積、土壤碳含量和泥炭地碳積累速率等參數(shù)的不確定性[9,14- 16]。泥炭深度不確定性最大,這是由于泥炭深度常常缺乏數(shù)據(jù),因此估算中往往忽略了泥炭深度的空間變化[8,12,16]。近些年來(lái)國(guó)內(nèi)外對(duì)泥炭地碳通量晝夜動(dòng)態(tài)、季節(jié)動(dòng)態(tài)、年際動(dòng)態(tài)的研究較多[17-21],千年尺度通量的研究較為匱乏,因此重新評(píng)估泥炭地碳儲(chǔ)量、探討千年尺度碳通量動(dòng)態(tài)有助于理解全新世以來(lái)大氣-生物圈之間碳交換和碳循環(huán)的過(guò)程。然而,不同區(qū)域氣候和環(huán)境條件不同,泥炭地發(fā)育、碳累積速率、碳儲(chǔ)量以及碳通量也不盡相同[8-9,12-13,22-23],特別是高海拔區(qū)域的泥炭地,其是維護(hù)高原生態(tài)系統(tǒng)和全球氣候環(huán)境的穩(wěn)定陸地碳庫(kù),海拔地理位置特殊,一直被認(rèn)為是響應(yīng)氣候變化的敏感區(qū)和預(yù)警區(qū),因此探討高海拔區(qū)域泥炭地碳動(dòng)態(tài)變化有助于理解泥炭地對(duì)氣候變化的響應(yīng)。

若爾蓋丘陵和盆地相間,地理環(huán)境、氣候條件獨(dú)特,地貌特殊[24],處于青藏高原東北緣,泥炭地面積達(dá)4605 km2[9,25],占中國(guó)泥炭地面積的44%[25],是我國(guó)高原泥炭地的主要分布區(qū)。該區(qū)域碳儲(chǔ)量估算介于0.5—1.42 Pg之間[9,12,25-26],仍存在較大不確定性,并且缺乏全新世以來(lái)碳輸入和碳釋放兩個(gè)重要碳動(dòng)態(tài)過(guò)程的相關(guān)研究。因此,需進(jìn)一步加強(qiáng)若爾蓋高原泥炭地開(kāi)始發(fā)育以來(lái)的碳儲(chǔ)量研究,探討該區(qū)域千年尺度碳通量變化,為若爾蓋高原泥炭地碳庫(kù)保育與恢復(fù)提供科學(xué)支撐。

1 研究區(qū)和研究方法

1.1 研究區(qū)概況

若爾蓋高原(31.8—34.8°N 100.3—103.6°E)位于青藏高原東部邊緣,西臨巴顏克拉山,東抵岷山,南至邛崍山,是青藏高原泥炭沼澤發(fā)育最典型的地區(qū),海拔高度為3400—3700 m[24],行政上隸屬于四川省若爾蓋縣、紅原縣、阿壩縣,甘肅省瑪曲縣和碌曲縣以及青海省久治縣。本研究區(qū)域年均氣溫為0.7—1.1℃,7月和1月分別是最高和最低氣溫月份,月平均值為10.8℃和-10.6℃;年均降水量為 657 mm,86% 降雨量集中于4—10月[24]。若爾蓋高原受東南季風(fēng)和西南季風(fēng)的影響,屬于高原寒溫帶濕潤(rùn)大陸性季風(fēng)氣候[23,27-29],對(duì)氣候變化非常的敏感。其氣候總特征為寒冷而潮濕,冬長(zhǎng)而無(wú)夏;霜凍期長(zhǎng),生長(zhǎng)季短;降水多,濕度大。若爾蓋高原泥炭地分布面積最大且最具有代表性的沼澤植物主要有木里苔草 (Carexmuliensis)、烏拉苔草(Carexmeyeriana)和藏嵩草 (Kobresiatibetica)[29]。

1.2 數(shù)據(jù)來(lái)源

圖1 若爾蓋高原位置及樣點(diǎn)分布圖Fig.1 Location of Zoige and coring sites distribution map

從已發(fā)表論文和出版書刊(附件)中收集了225個(gè)土芯樣點(diǎn)信息(圖1),包括樣點(diǎn)經(jīng)緯度、深度、基底年齡、容重、碳含量以及若爾蓋高原泥炭地面積。收集的數(shù)據(jù)滿足以下標(biāo)準(zhǔn)：(1)泥炭剖面深度不少于30 cm;(2)泥炭剖面是連續(xù)的;(3)泥炭柱基底年齡作為開(kāi)始發(fā)育的年齡。量化若爾蓋高原泥炭地開(kāi)始發(fā)育的時(shí)間空間模式的基底14C年齡共138個(gè),這138個(gè)基底14C年齡統(tǒng)一使用Intcal 13數(shù)據(jù)集進(jìn)行校正[30]。日期用現(xiàn)代的放射性碳年表示,把現(xiàn)在定義為AD 1950。

1.3 研究方法

1.3.1 碳儲(chǔ)量估算方法

碳儲(chǔ)量的估算是基于若爾蓋高原泥炭地1000年間隔的面積變化和每1000年的碳累積速率。泥炭地的面積變化首先是以500年為間隔,將2δ范圍內(nèi)的校準(zhǔn)年齡個(gè)數(shù)(95%的概率)累加得到變化的頻數(shù),然后根據(jù)這些頻數(shù)計(jì)算累積百分比,以獲得泥炭地面積隨時(shí)間的變化;此方法是基于單個(gè)泥炭柱自最初形成以來(lái)在其范圍內(nèi)線性發(fā)育的假設(shè)。泥炭的碳累積速率計(jì)算方法如下[31]：CAR=r/1000×n×c;其中CAR是碳累積速率(g C m-2a-1);r是泥炭累積速率(mm/a);n是干容重(g cm-3);c是碳含量(g C g-1干重)。本研究中泥炭柱剖面有干容重和碳含量實(shí)測(cè)值則使用實(shí)測(cè)值,沒(méi)有實(shí)測(cè)干容重和碳含量的剖面使用平均值0.27和21.9%。

1.3.2 泥炭分解模型

泥炭分解模型[32]基本表達(dá)式為dM/dt=ρ-α×M,經(jīng)變換得到解析式M=(ρ-α)×(1-e-α×t)。式中,M是實(shí)測(cè)累積碳儲(chǔ)量;ρ是泥炭增長(zhǎng)速率;α是分解系數(shù);t是時(shí)間。此模型以實(shí)測(cè)累積碳儲(chǔ)量為基礎(chǔ)并假設(shè)ρ和α為常數(shù),進(jìn)而通過(guò)模擬得到擬合曲線和ρ、α的值。

1.3.3 泥炭地碳通量重建方法

若爾蓋高原泥炭地碳通量的重建基于以下方程式[33]：NCUt=NCPt/e-α×t;NCRt=∑(NCPk/e-α×t-NCPk/e-α×(t-1));NCB=NCU-NCR;CCCR=NCU-NCP;CCU=∑(NCU);CCR=∑(NCR)= ∑(CCCR)。其中NCP是凈碳儲(chǔ)量;NCU是凈碳輸入;NCR是凈碳釋放;NCB是凈碳平衡;CCCR是累積同生齡碳釋放;CCP是累積碳儲(chǔ)量;CCU是累積碳輸入;CCR是累積碳釋放。

2 結(jié)果與分析

2.1 泥炭地發(fā)育模式及泥炭和碳累積速率

若爾蓋高原泥炭地大約在15000年開(kāi)始發(fā)育(圖2),其發(fā)育峰值在12000—10000年和7000—5000年(圖2)。千年尺度泥炭累積速率范圍為0.22—1.31 mm/a,平均值為0.56 mm/a;碳累積速率范圍為13.4—77.2 g C m-2a-1,平均值為33.5 g C m-2a-1(圖3)。泥炭累積速率和碳累積速率從古至今整體呈現(xiàn)增長(zhǎng)趨勢(shì),其中在6000年時(shí)泥炭累積速率和碳累積速率較為突出(圖3)。

圖2 若爾蓋泥炭地發(fā)育情況及面積變化頻率分布圖Fig.2 Peatlands development and area changes histography of Zoige

圖3 15000年以來(lái)泥炭累積速率和碳累積速率對(duì)比圖Fig.3 Peat accumulation rate and carbon accumulation rate for 15000 years

2.2 泥炭地碳儲(chǔ)量和碳分解常數(shù)

基于實(shí)測(cè)碳儲(chǔ)量模擬累積碳儲(chǔ)量,擬合程度達(dá)R2=0.997;結(jié)果表明若爾蓋高原泥炭地每千年碳儲(chǔ)量呈緩慢上升的趨勢(shì)(圖4),其最高值達(dá)到0.36 Pg;泥炭碳增長(zhǎng)速率為 0.346 Tg C/a (圖4),碳累積輸入為5.6 Pg(圖5)。若爾蓋高原泥炭地泥炭分解常數(shù)為0.00024038/a(圖4),碳累積釋放為4.2 Pg(圖5);用若爾蓋高原泥炭地現(xiàn)有的4605 km2泥炭地面積推算了其自15000年以來(lái)的面積變化(圖2)?；诿娣e變化和碳累積速率得到了若爾蓋高原泥炭地碳儲(chǔ)量1.4 Pg(圖4)。

圖4 15000年以來(lái)每千年實(shí)測(cè)碳儲(chǔ)量及模擬累積碳儲(chǔ)量Fig.4 Observed carbon pools and modeled cumulative carbon pools per 1000-year for 15000 years

圖5 15000年以來(lái)凈碳平衡及累積碳平衡對(duì)比圖Fig.5 Net carbon balance and cumulative carbon balance for 15000 yearsNCU, net carbon uptake; NCP, net carbon pool; NCB, net carbon balance; NCR, net carbon release; CCCR, cumulative cohort carbon release;CCU, cumulative carbon uptake; CCR, cumulative carbon release; CCP, cumulative carbon pool; NCB=NCU-NCR;CCCR=NCU-NCP;CCU=∑(NCU);CCR=∑(NCR)= ∑(CCCR)

2.3 泥炭地碳通量

圖6 15000年以來(lái)凈碳平衡及累積碳平衡 Fig.6 Net carbon balance and cumulative carbon balance for 15000 yearsNCB, net carbon balance; CCB, cumulative carbon balance

若爾蓋高原泥炭地自15000年以來(lái),NCB速率平均值為0.09 Tg C/a,其峰值在11000—10000年,為0.30 Tg C/a;最低值在5000—4000年,為-0.02 Tg C/a。NCB在15500—10500年和4500—500年總體呈現(xiàn)上升趨勢(shì),而10500—7500年和6500—4500年總體呈現(xiàn)下降趨勢(shì)(圖6)。NCR峰值在7000—6000年,為0.4 Pg,NCU峰值在11000—10000年,為0.5 Pg(圖6)。累積碳平衡峰值在1000—0年,而累積碳平衡次峰值在7000—6000年。

3 討論

3.1 泥炭地發(fā)育模式和影響因子

我國(guó)泥炭沼澤大多形成于末次冰期[34],若爾蓋高原泥炭地約從15000年開(kāi)始發(fā)育,發(fā)育高峰期集中在12000—10000年和7000—5000年(圖2)。Wang等[9]研究發(fā)現(xiàn)青藏高原泥炭地發(fā)育高峰期在11500—10000年,中國(guó)東北泥炭地發(fā)育高峰期在11200—10500年;Zhao等[35]也發(fā)現(xiàn)中國(guó)泥炭地分別在15000—13000年,11500—10000年,7000—5000年和4000—2000年皆有發(fā)育高峰;西伯利亞西部泥炭地在全新世早期迅速發(fā)育[36];Yu等[8]發(fā)現(xiàn)北方泥炭地和熱帶泥炭地分別在11000—9000年和8000—4000年也快速發(fā)育。由此可見(jiàn),若爾蓋高原泥炭地與其他區(qū)域的泥炭地發(fā)育高峰期基本一致。

泥炭地發(fā)育受到溫度和降水的限制,其中降水受到季風(fēng)的影響[37]。在全新世早期,太陽(yáng)輻射達(dá)到峰值[38](圖7),與此同時(shí),葫蘆洞(32°30′N, 119°10′E)δ18O[38]也處于峰值(圖7);若爾蓋高原又處于東南季風(fēng)和西南季風(fēng)影響的區(qū)域內(nèi),這表明太陽(yáng)輻射和季風(fēng)強(qiáng)度影響了若爾蓋高原泥炭地的發(fā)育。全新世中期是氣候最佳適宜期[40];10000—5500年時(shí)期氣候暖濕[41],其中7200—6000年,是大暖期穩(wěn)定的暖濕階段,即大暖期的鼎盛階段,其溫度和降水可能高出大暖期中任何一個(gè)時(shí)期[42]。在暖濕的氣候環(huán)境條件下,植物生產(chǎn)力高,泥炭分解較為緩慢,因此全新世中期的氣候有益于泥炭地的發(fā)育和累積。

3.2 泥炭地碳累積動(dòng)態(tài)

本研究結(jié)果表明若爾蓋高原泥炭地泥炭累積速率范圍為0.22—1.31 mm/a,平均值為0.56 mm/a;碳累積速率范圍為13.4—77.2 g C m-2a-1,平均值為33.5 g C m-2a-1。此前Chen 等[9]研究表明若爾蓋高原泥炭地泥炭累積速率范圍為 0.12—0.85 mm/a,平均值為0.39 mm/a;碳累積速率范圍為5—48 g C m-2a-1,平均值為20.4 g C m-2a-1。Liu 等[43]用模型模擬若爾蓋高原泥炭地泥炭累積速率范圍為 0.38—0.50 mm/a,平均值為0.45 mm/a;碳累積速率范圍為23—29 g C m-2a-1,平均值為 26 g C m-2a-1。Wang等[12]使用了本研究相同的方法得到若爾蓋高原泥炭地碳累積速率范圍為20.7—52.5 g C m-2a-1,平均值為33.4 g C m-2a-1。至此,若爾蓋高原泥炭地的碳累積速率有不同的研究結(jié)果,一方面是由于土壤容重、泥炭深度、土壤碳含量、泥炭地碳積累速率等數(shù)據(jù)存在較大的差異;另一方面是由不同的研究方法所導(dǎo)致的差異。如模型模擬主要用于模擬理想條件下的生態(tài)系統(tǒng)的碳儲(chǔ)量,實(shí)際生態(tài)系統(tǒng)則存在很多不確定性;而用統(tǒng)計(jì)方法對(duì)土壤碳庫(kù)估算是以一定數(shù)量土壤剖面的碳含量和容重為基礎(chǔ)。目前,在國(guó)家或區(qū)域尺度上,基于土壤調(diào)查數(shù)據(jù)估算碳儲(chǔ)量已然成為主要估算方法。

圖7 30°N太陽(yáng)輻射[38]和葫蘆洞-δ18O[39]Fig.7 Insolation at 30°N and Hulu cave-δ18O

北方泥炭地、熱帶泥炭地、南方泥炭地碳累積速率[8]分別為18.6、13.6、22.0 g C m-2a-1。青藏高原泥炭地碳累積速率范圍為20.7—50.2 g C m-2a-1,平均值為32.3 g C m-2a-1[12];三江平原泥炭地碳累積速率范圍為4.5—45.1 g C m-2a-1,平均值為13.3 g C m-2a-1;中國(guó)東北泥炭地碳累積速率范圍為6.6—36.5 g C m-2a-1,平均值為14.7 g C m-2a-1。這表明若爾蓋高原泥炭地碳累積速率相對(duì)較高,這可能是由于區(qū)域氣候和環(huán)境的差異,若爾蓋高原泥炭地的區(qū)域氣候和環(huán)境為泥炭累積和泥炭地發(fā)育提供了一個(gè)更加有利的條件。

自15000年以來(lái),若爾蓋高原泥炭地碳累積速率處于變化中。在15000—3000年這段時(shí)期中,7000—6000年時(shí)碳累積速率最大,這可能是因?yàn)榇藭r(shí)期氣候暖濕有利于碳累積[42]。而碳累積速率在3000年以來(lái)持續(xù)增大,可能是因?yàn)樾滦纬赡嗵勘裙爬夏嗵康V化時(shí)間更短[33],因此其碳累積速率較大。而且在全新世晚期氣候相對(duì)干冷[42],干冷的氣候條件使得泥炭有機(jī)質(zhì)分解低,有利于碳累積。

3.3 若爾蓋高原泥炭地碳儲(chǔ)量

若爾蓋高原泥炭地碳累積輸入和碳累積釋放分別為5.6 Pg和4.2 Pg,碳儲(chǔ)存量為1.4 Pg。20世紀(jì)90年代對(duì)若爾蓋高原泥炭地的泥炭?jī)?chǔ)量的估算為1.9—2.9 Pg[44],近些年來(lái)對(duì)若爾蓋泥炭?jī)?chǔ)量的估算范圍有1.58—2.29 Pg;而泥炭碳儲(chǔ)量估算的值有0.6 Pg[26]、0.5 Pg[9]、0.4 Pg[43]和1.42 Pg[12];其與Liu等[23]、Chen等[9]、Liu等[43]研究的差異主要來(lái)自于方法,本研究方法避免了前人研究時(shí)泥炭深度空間變化帶來(lái)的誤差。

若爾蓋高原泥炭地分解常數(shù)是0.00024038/a,與熱帶泥炭地的分解常數(shù)[33]相似(0.000236/a),且兩者皆比北方泥炭地(0.00000855/a)和南方泥炭地(0.0000978/a)的分解常數(shù)大[33];但其原因有所差異。營(yíng)養(yǎng)成分、土壤基質(zhì)以及溫度是有機(jī)物質(zhì)分解的限制因素[45-49]。若爾蓋高原泥炭地是礦養(yǎng)泥炭地,它的水分和養(yǎng)分主要來(lái)自于地下水分或地上徑流,其成碳植物主要是禾本科和莎草科植物[49];而熱帶泥炭地是雨養(yǎng)泥炭地,其水分和養(yǎng)分來(lái)自于降水,主要成碳植物是泥炭蘚[50];且若爾蓋高原的年平均溫度以及降雨皆低于熱帶地區(qū)。因此,熱帶泥炭地的分解常數(shù)大主要是因?yàn)槠錅囟雀叽龠M(jìn)泥炭地有機(jī)質(zhì)的分解,而熱帶泥炭地營(yíng)養(yǎng)成分和土壤基質(zhì)限制了熱帶泥炭地有機(jī)質(zhì)的分解;若爾蓋高原泥炭地分解常數(shù)大的原因則與之相反,若爾蓋高原泥炭地營(yíng)養(yǎng)成分和土壤基質(zhì)促進(jìn)有機(jī)質(zhì)的分解,而溫度是若爾蓋高原泥炭地有機(jī)質(zhì)分解的限制條件。

3.4 若爾蓋高原泥炭地碳通量動(dòng)態(tài)

凈碳平衡(NCB)表示了泥炭地對(duì)大氣CO2濃度的直接影響。若爾蓋高原泥炭地凈碳平衡每千年的平均值為0.087 Pg(即0.087 Tg C/a),峰值出現(xiàn)在11000—10000年為0.295 Pg,這與泥炭地發(fā)育高峰期在12000—10000年一致(圖2),這可能是因?yàn)樵谌率涝缙谔?yáng)輻射較大(圖7),高強(qiáng)度的季風(fēng)引起降雨增多,溫濕環(huán)境更有益于植物生長(zhǎng),能夠?yàn)槟嗵坷鄯e提供大量底物,因而,泥炭能夠大量累積,泥炭地快速發(fā)育,從而使得泥炭地吸收更多大氣CO2,增加泥炭地碳儲(chǔ)量;另一方面,濕潤(rùn)多雨使得泥炭地水位上升,厭氧層增厚,從而限制了泥炭分解,進(jìn)而減少泥炭中碳釋放。自15000年以來(lái),若爾蓋高原泥炭地在6000—2000年出現(xiàn)微弱碳源,碳源最大值出現(xiàn)在5000—4000年為-0.034 Pg。新冰川作用[51-52]發(fā)生在5000年左右,其影響了氣候,-δ18O在該時(shí)期呈下降趨勢(shì)(圖7),這表明這個(gè)時(shí)期氣候寒冷干旱,寒冷不利于泥炭累積,干旱增加了泥炭分解,因而導(dǎo)致若爾蓋高原泥炭地在該時(shí)期表現(xiàn)為微弱碳源。除此之外,其他時(shí)期均為碳匯,凈碳平衡在15000—11000年和4000—0年呈現(xiàn)上升趨勢(shì),而10000—4000年整體呈現(xiàn)下降趨勢(shì)(圖6),因此,盡管若爾蓋高原泥炭地在短時(shí)期內(nèi)表現(xiàn)為微弱碳源,但整體而言,若爾蓋高原泥炭地15000年以來(lái)表現(xiàn)成較大的碳匯,減少了大氣CO2,儲(chǔ)存了大量的碳。

4 結(jié)論

本研究表明若爾蓋高原泥炭地約從15000年開(kāi)始發(fā)育,發(fā)育高峰期集中在12000—10000年和7000—5000年。若爾蓋高原氣候和環(huán)境適宜泥炭發(fā)育和累積,其碳累積速率達(dá)33.5 g C m-2a-1,相對(duì)高于其他區(qū)域。該區(qū)域泥炭地每千年碳儲(chǔ)量呈緩慢上升的趨勢(shì),泥炭碳增長(zhǎng)速率為 0.346 Tg C/a。若爾蓋高原泥炭地在短時(shí)期內(nèi)表現(xiàn)為微弱碳源,但整體而言,若爾蓋高原泥炭地碳儲(chǔ)量豐富,是青藏高原東部重要的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫(kù)和碳匯。