15000年以來若爾蓋高原泥炭地發(fā)育及其碳動態(tài)

劉利娟,劉欣蔚,鞠佩君,朱 單,薛 丹,劉建亮,何奕忻,陳 槐,*

1 中國科學(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實驗室,成都 610041 2 中國科學(xué)院若爾蓋泥炭地定位研究站,紅原 624400 3 中國科學(xué)院大學(xué),北京 100049

泥炭地是指泥炭土厚度至少為30 cm或有機質(zhì)含量超過50%的濕地[1]。泥炭地是在土壤表層積水或者過濕且地質(zhì)長期穩(wěn)定的環(huán)境下,植物殘體大量積累,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,是通過植物光合作用和土壤呼吸儲存和釋放碳[2- 6],并以3%的陸地面積儲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量最大和碳積累最快的陸地生態(tài)系統(tǒng),對全球氣候有重要影響。然而,氣候變暖及人類活動使得泥炭地退化嚴重[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,泥炭地碳儲量估算仍存在較大的不確定性,不確定性來源于土壤容重、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]。近些年來國內(nèi)外對泥炭地碳通量晝夜動態(tài)、季節(jié)動態(tài)、年際動態(tài)的研究較多[17-21],千年尺度通量的研究較為匱乏,因此重新評估泥炭地碳儲量、探討千年尺度碳通量動態(tài)有助于理解全新世以來大氣-生物圈之間碳交換和碳循環(huán)的過程。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,其是維護高原生態(tài)系統(tǒng)和全球氣候環(huán)境的穩(wěn)定陸地碳庫,海拔地理位置特殊,一直被認為是響應(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)域泥炭地碳動態(tài)變化有助于理解泥炭地對氣候變化的響應(yīng)。

若爾蓋丘陵和盆地相間,地理環(huán)境、氣候條件獨特,地貌特殊[24],處于青藏高原東北緣,泥炭地面積達4605 km2[9,25],占中國泥炭地面積的44%[25],是我國高原泥炭地的主要分布區(qū)。該區(qū)域碳儲量估算介于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碳輸入和碳釋放兩個重要碳動態(tài)過程的相關(guān)研究。因此,需進一步加強若爾蓋高原泥炭地開始發(fā)育以來的碳儲量研究,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大陸性季風(fēng)氣候[23,27-29],對氣候變化非常的敏感。其氣候總特征為寒冷而潮濕,冬長而無夏;霜凍期長,生長季短;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)來源

圖1 若爾蓋高原位置及樣點分布圖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個土芯樣點信息(圖1),包括樣點經(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始發(fā)育的年齡。量化若爾蓋高原泥炭地開始發(fā)育的時間空間模式的基底14C年齡共138個,這138個基底14C年齡統(tǒng)一使用Intcal 13數(shù)據(jù)集進行校正[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 碳儲量估算方法

碳儲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)計算累積百分比,以獲得泥炭地面積隨時間的變化;此方法是基于單個泥炭柱自最初形成以來在其范圍內(nèi)線性發(fā)育的假設(shè)。泥炭的碳累積速率計算方法如下[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測值則使用實測值,沒有實測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是實測累積碳儲量;ρ是泥炭增長速率;α是分解系數(shù);t是時間。此模型以實測累積碳儲量為基礎(chǔ)并假設(shè)ρ和α為常數(shù),進而通過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)增長趨勢,其中在6000年時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年以來泥炭累積速率和碳累積速率對比圖Fig.3 Peat accumulation rate and carbon accumulation rate for 15000 years

2.2 泥炭地碳儲量和碳分解常數(shù)

基于實測碳儲量模擬累積碳儲量,擬合程度達R2=0.997;結(jié)果表明若爾蓋高原泥炭地每千年碳儲量呈緩慢上升的趨勢(圖4),其最高值達到0.36 Pg;泥炭碳增長速率為 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年以來的面積變化(圖2)。基于面積變化和碳累積速率得到了若爾蓋高原泥炭地碳儲量1.4 Pg(圖4)。

圖4 15000年以來每千年實測碳儲量及模擬累積碳儲量Fig.4 Observed carbon pools and modeled cumulative carbon pools per 1000-year for 15000 years

圖5 15000年以來凈碳平衡及累積碳平衡對比圖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,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,而10500—7500年和6500—4500年總體呈現(xiàn)下降趨勢(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,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,太陽輻射達到峰值[38](圖7),與此同時,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),這表明太陽輻射和季風(fēng)強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時期[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)的碳儲量,實際生態(tài)系統(tǒng)則存在很多不確定性;而用統(tǒng)計方法對土壤碳庫估算是以一定數(shù)量土壤剖面的碳含量和容重為基礎(chǔ)。目前,在國家或區(qū)域尺度上,基于土壤調(diào)查數(shù)據(jù)估算碳儲量已然成為主要估算方法。

圖7 30°N太陽輻射[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)育提供了一個更加有利的條件。

自15000年以來,若爾蓋高原泥炭地碳累積速率處于變化中。在15000—3000年這段時期中,7000—6000年時碳累積速率最大,這可能是因為此時期氣候暖濕有利于碳累積[42]。而碳累積速率在3000年以來持續(xù)增大,可能是因為新形成泥炭比古老泥炭礦化時間更短[33],因此其碳累積速率較大。而且在全新世晚期氣候相對干冷[42],干冷的氣候條件使得泥炭有機質(zhì)分解低,有利于碳累積。

3.3 若爾蓋高原泥炭地碳儲量

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,碳儲存量為1.4 Pg。20世紀90年代對若爾蓋高原泥炭地的泥炭儲量的估算為1.9—2.9 Pg[44],近些年來對若爾蓋泥炭儲量的估算范圍有1.58—2.29 Pg;而泥炭碳儲量估算的值有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]研究的差異主要來自于方法,本研究方法避免了前人研究時泥炭深度空間變化帶來的誤差。

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。營養(yǎng)成分、土壤基質(zhì)以及溫度是有機物質(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)大主要是因為其溫度高促進泥炭地有機質(zhì)的分解,而熱帶泥炭地營養(yǎng)成分和土壤基質(zhì)限制了熱帶泥炭地有機質(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養(yǎng)成分和土壤基質(zhì)促進有機質(zhì)的分解,而溫度是若爾蓋高原泥炭地有機質(zhì)分解的限制條件。

3.4 若爾蓋高原泥炭地碳通量動態(tài)

凈碳平衡(NCB)表示了泥炭地對大氣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),這可能是因為在全新世早期太陽輻射較大(圖7),高強度的季風(fēng)引起降雨增多,溫濕環(huán)境更有益于植物生長,能夠為泥炭累積提供大量底物,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,增加泥炭地碳儲量;另一方面,濕潤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,進而減少泥炭中碳釋放。自15000年以來,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在該時期呈下降趨勢(圖7),這表明這個時期氣候寒冷干旱,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期表現(xiàn)為微弱碳源。除此之外,其他時期均為碳匯,凈碳平衡在15000—11000年和4000—0年呈現(xiàn)上升趨勢,而10000—4000年整體呈現(xiàn)下降趨勢(圖6),因此,盡管若爾蓋高原泥炭地在短時期內(nèi)表現(xiàn)為微弱碳源,但整體而言,若爾蓋高原泥炭地15000年以來表現(xiàn)成較大的碳匯,減少了大氣CO2,儲存了大量的碳。

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33.5 g C m-2a-1,相對高于其他區(qū)域。該區(qū)域泥炭地每千年碳儲量呈緩慢上升的趨勢,泥炭碳增長速率為 0.346 Tg C/a。若爾蓋高原泥炭地在短時期內(nèi)表現(xiàn)為微弱碳源,但整體而言,若爾蓋高原泥炭地碳儲量豐富,是青藏高原東部重要的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫和碳匯。