增溫與干旱雙重變化對若爾蓋泥炭CH4排放的影響

韓仕星, 陳允騰, 張懿晴,3, 楊勝勇, 王 征

(1.河北農(nóng)業(yè)大學 林學院, 河北 保定 071000; 2.河北省城市森林健康技術創(chuàng)新中心,河北 保定 071000; 3.南京農(nóng)業(yè)大學 資源與環(huán)境科學學院, 南京 210000)

北方泥炭地儲存了大約250～450 Pg的土壤碳，占全球陸地碳庫的16%～30%，其中有機碳大約250～450 Pg，相當于大氣碳儲量的25%～50%[1-2]，其碳分解和溫室氣體排放對全球碳循環(huán)和氣候變化有著重大的影響。若爾蓋泥炭地位于青藏高原東部，作為世界濕地面積最大的高山濕地分布區(qū)，總面積為4605 km2，積累了大約2.9 Pg的泥炭[3-4]。近幾十年劇烈的人類活動，如挖溝排水、過度放牧等，導致泥炭地水位急劇降低和水土流失，大量的泥炭地干旱退化，形成了大面積的荒漠和退化草地[5-7]；同時，近期對泥炭地的保護日益加強，有些排水泥炭地阻斷了排水渠，進行了濕地恢復，出現(xiàn)了部分人為排水后恢復的泥炭地；這些人為干擾都強烈改變著泥炭地的碳水溶性流失、分解與排放[8-11]。尤其，甲烷(CH4)作為泥炭地排放的主要溫室氣體之一，溫室效應在100年跨度內(nèi)是CO2的30多倍，其產(chǎn)生和排放都主要受水位變動的影響[12-13]。因此，本區(qū)域泥炭地人為排水，對原有近自然泥炭地的CH4產(chǎn)生過程和排放強度都會有所改變，可能對本區(qū)域溫室氣體排放和綜合溫室效應產(chǎn)生深遠的影響。

全球氣候模型預測，北方泥炭地平均年氣溫到21世紀末將升溫2～8℃[14]；結(jié)合水文模型預測發(fā)現(xiàn)，由于升溫作用，土壤蒸發(fā)將會大幅提高，泥炭地可利用水分減少，水位降低[9,15]。未來泥炭地既變暖又變干的環(huán)境條件，對于泥炭地的CH4排放的影響是復雜的，可能產(chǎn)生兩個相反的作用。一方面，泥炭地CH4排放對溫度變化非常敏感，溫度升高可以改變土壤物理化學性質(zhì)，增強有機碳和微生物的活性，在自然狀態(tài)下通常促進CH4產(chǎn)生和排放[1,9,16]。而另一方面，干旱導致水位降低，厭氧層下降，CH4產(chǎn)生減少；泥炭上部有氧層增厚，CH4氧化過程增強，最終導致CH4排放量降低[17-19]。然而，目前研究多關注不同深度泥炭CH4排放對單一增溫的響應[20-21]，或?qū)我凰蛔兓捻憫猍17,22]。只有很少的研究涉及升溫和變干的雙重影響，Bond-Lamberty等發(fā)現(xiàn)永凍土上部礦質(zhì)土在溫度升高水分降低后CH4排放有所增加，但只關注了這個特定土層CH4排放的變化。Yang等關注了升溫和降雨減少對泥炭柱CH4排放的影響，但無法解釋為何單一的升溫或降雨減少都增加CH4排放，而兩者的綜合作用卻導致CH4排放降低。可見，變暖變干雙重氣候變化對泥炭地CH4排放的復雜影響仍有待于進一步研究。若爾蓋泥炭地經(jīng)歷了大范圍的人為排水退化和水土流失，未來又同樣面臨著強烈的變暖變干的雙重氣候變化[9,15]；因此，本研究選取若爾蓋原有近自然泥炭地和人為排水退化泥炭地，對比探索這兩種典型泥炭地類型的CH4排放對雙重氣候變化的不同響應，以及對本區(qū)域溫室氣體排放的影響。

1 研究方法

1.1 研究區(qū)概況：

若爾蓋高原地處素有“世界屋脊”青藏高原的東部邊緣，泥炭地位于第四紀強烈隆起區(qū)中間的一個相對沉降區(qū)，呈現(xiàn)出丘狀，由于該區(qū)特殊的氣候和地勢結(jié)構，導致常年或季節(jié)性積水，土壤多為泥炭沼澤土，泥炭的厚度可達4.0～5.3 m，從而發(fā)育成為大面積的泥炭沼澤濕地，泥炭濕地的面積約為4 038 km2，是我國現(xiàn)存面積最大的高原泥炭濕地分布區(qū)[4,21]。最具典型的是木里苔草 (Carexmuliensis)濕地，主要分布在若爾蓋、紅原、松潘、阿壩、瑪曲等州縣，集中的分布在古冰蝕槽谷、黑白河流域的河流階地、湖灘、伏流與閉流河谷山前沖洪積扇泉水溢出帶、古冰蝕臺地、新近古河道的邊緣地帶[5,7,9]。

本研究取樣地位于四川省紅原縣(北緯31°03′56″，東經(jīng)102°34′23″)，是若爾蓋高原典型泥炭地的一部分，為大陸性高原寒溫帶季風氣候。無明顯的四季界線，氣候偏冷，春秋較短，長冬無夏，熱量低。極端最低氣溫-36.0℃，極端最高氣溫26.0℃，氣溫日較差平均16.3℃，年均日照時數(shù)2 158.7 h；若爾蓋高原年平均氣溫為-0.7～1.1℃，多年平均降水量在650～750 mm，80%集中在5—8月；年均降雪日數(shù)76 d[9,21]。若爾蓋泥炭地經(jīng)過近幾十年挖溝排水、過度放牧等，產(chǎn)生了大面積的干旱退化泥炭地；同時，近期對泥炭地的保護日益重視，有些排水泥炭地阻斷了排水渠，進行了濕地恢復。目前，若爾蓋逐漸形成了人為排水泥炭地、少量恢復泥炭地和近自然未排水泥炭地等泥炭地類型[3,7]。

1.2 泥炭樣品采集與處理

我們在若爾蓋泥炭地選取了兩種典型的泥炭地類型，分別為長期人為排水泥炭地與近自然泥炭地(幾乎未發(fā)生過人為排水)。人為排水泥炭地生長季水位波動范圍約為10～50 cm，近自然泥炭地生長季水位波動范圍約為0～40 cm。每種泥炭地類型分別設置4個重復樣地，在每個樣地用土鉆采取0—10 cm，10—20 cm，20—40 cm，40—60 cm，60—80 cm和80—100 cm深度的泥炭土樣品。泥炭土樣品放入帶有冰袋的保溫箱內(nèi)取回，在實驗室對每個樣品快速進行挑根及雜物去除。然后，每個泥炭樣品分為兩份：一份泥炭樣品風干后，研磨過0.25 mm網(wǎng)篩，用Vario EL元素分析儀測定碳氮含量；一份泥炭樣品-18℃低溫保存，在兩周內(nèi)進行室內(nèi)培養(yǎng)試驗。

1.3 泥炭培養(yǎng)試驗

測定每個泥炭樣品含水量，并稱取每個樣品約20～30 g鮮土重泥炭，將其放入500 ml的培養(yǎng)瓶內(nèi)。將所有培養(yǎng)瓶用鋁箔紙包裹，以避免樣品的光分解。為了模擬未來泥炭地升溫變干的雙重氣候變化對泥炭CH4排放的影響，本研究模擬了增溫10℃和干旱水位降低20 cm的環(huán)境條件變化。泥炭樣品分別在5℃和15℃兩種溫度環(huán)境下培養(yǎng)。為模擬泥炭地實際表層泥炭有氧和下層泥炭淹水厭氧狀態(tài)對CH4排放的影響，本研究根據(jù)兩類泥炭樣地水位波動范圍以及未來干旱水位下降趨勢，將不同深度的泥炭分為兩種水分和氧氣處理進行室內(nèi)培養(yǎng)。

(1) 5℃和15℃的20—100 cm深度的4層泥炭樣品都進行飽和水厭氧培養(yǎng)：擰緊培養(yǎng)瓶蓋后，通過氣體閥門，向培養(yǎng)瓶中注入氮氣(N2)沖洗過0.5 h的100 ml去離子水，使泥炭樣品達到飽和水狀態(tài)；通過兩道氣體閥門，再將培養(yǎng)瓶內(nèi)的空氣進行20分鐘的N2沖洗，使整個培養(yǎng)瓶達到厭氧環(huán)境；稱重后進行培養(yǎng)。

(2) 另外一組，近自然泥炭地5℃的0—20 cm深度和15℃的0—40 cm深度的泥炭樣品，以及排水泥炭地5℃的0—40 cm深度和15℃的0—60 cm深度的泥炭樣品進行不飽和水有氧培養(yǎng)：將培養(yǎng)瓶中的空氣與外界空氣充分接觸、混合均勻，保持瓶蓋半開狀態(tài)，保證有氧環(huán)境；再注入10 ml普通去離子水，使泥炭樣品達到不飽和水狀態(tài)；稱重后準備進行培養(yǎng)。

各泥炭樣品分別在各自處理條件下，預培養(yǎng)48 h，使微生物適應該處理條件。每種處理下設置3個無泥炭樣品的空白對照。培養(yǎng)過程中，泥炭的水分狀況通過稱重的方法保持穩(wěn)定；厭氧培養(yǎng)的培養(yǎng)瓶在整個培養(yǎng)過程中保持密封，保證厭氧環(huán)境的穩(wěn)定均一；有氧培養(yǎng)在每次取樣完成后和下次取樣24 h之前，保持培養(yǎng)瓶瓶蓋半開狀態(tài)，以及每天定時完全打開培養(yǎng)瓶輕微晃動換氣，保持相對穩(wěn)定的有氧狀況。

氣體樣品取樣：所有處理的泥炭樣品均培養(yǎng)28 d，共取樣8次，分別為第1天、第3天、第5天、第8天、第12天、第16天、第21天和第28天。每次取樣，將培養(yǎng)瓶輕微晃動，使其中的空氣混合均勻后，用針筒通過氣體閥門抽取30 ml氣體樣品，注入20 ml真空密閉的氣體采樣瓶內(nèi)，并在48 h內(nèi)完成氣體測定。厭氧培養(yǎng)取樣完成后，將與樣品同等體積的N2注入?yún)捬跖囵B(yǎng)的培養(yǎng)瓶，使其回到取樣之前的狀態(tài)；有氧培養(yǎng)取樣完成后，將有氧培養(yǎng)的培養(yǎng)瓶擰開瓶蓋，使培養(yǎng)瓶內(nèi)的氣體與外界空氣充分接觸，并在下次取樣的前24 h將瓶蓋擰上，使其回到密閉培養(yǎng)狀態(tài)。

使用氣相色譜的氫火焰離子化檢測器(FID)測定氣體樣品中甲烷的濃度。

1.4 數(shù)據(jù)處理

(1) 單位時間的CH4排放量，基于取樣時間點24 h泥炭培養(yǎng)瓶甲烷含量與空白對照的差值。接受單位時間的CH4排放速率為負值，表示該泥炭樣品在本次取樣表現(xiàn)為甲烷的吸收。每個泥炭樣品的CH4排放速率表示為單位時間的CH4排放量與該泥炭樣品碳含量的比值，單位為μg/(gC·d)。CH4累積排放量為每次取樣時，CH4不斷疊加的排放量，單位為μg/gC。28 d培養(yǎng)過程中，CH4的平均排放速率以8次取樣CH4排放速率的均值表示，本研究采樣兩種表示方法：一種為與該泥炭樣品碳含量的比值，表明該泥炭樣品碳的本身活性固有的CH4釋放特性，單位為μg/(gC·d)；一種表示為與該泥炭樣品干土重的比值，表明泥炭的碳含量和碳活性雙重作用的CH4釋放特性；單位為μg/(gdw·d)。

(2) 數(shù)據(jù)處理采用SPSS 18.0軟件，使用One-way ANOVA進行差異顯著性檢驗。

2 結(jié)果與分析

2.1 泥炭碳含量、氮含量以及碳氮比的差異

近自然泥炭地和排水泥炭地的碳氮含量以及碳氮比都隨泥炭深度增加，呈逐漸上升趨勢(圖1)。但近自然泥炭地的泥炭碳氮含量在10—20 cm深度為(249.70±5.02)，(16.85±0.69) g/kg，比相鄰土層分別明顯減少約13.12～31.46，0.81～1.38 g/kg。排水泥炭地和近自然泥炭地的表層0—20 cm和深層60—100 cm的碳氮含量無顯著差異，而長期排水泥炭地的泥炭碳氮含量以及碳氮比在20—60 cm深度都明顯減少。其中，排水泥炭地的泥炭碳含量在20—40，40—60 cm比近自然泥炭地分別顯著減少了64.24，33.99 g/kg (p<0.05)；排水泥炭地的泥炭氮含量在20—40 cm為(15.29±0.62) g/kg，比近自然泥炭地顯著減少了2.37 g/kg (p<0.05)。

圖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 排水對CH4排放的影響

在表層0—20 cm為有氧不飽和水的條件下，無論是5℃還是15℃培養(yǎng)，若爾蓋近自然泥炭地與排水泥炭地的20—40 cm泥炭CH4累積排放量都最高，其次為40—60，60—80 cm泥炭，表層(0—20 cm)和深層(80—100 cm)泥炭CH4排放速率都較低，且排放速率相似(圖2)。

在5℃培養(yǎng)條件下，近自然泥炭地40—60，60—80 cm泥炭的CH4累積排放量顯著高于相同泥炭深度的排水泥炭地(p<0.05)，分別從第28天〔(35.44±2.28) μg/gC〕和第12天〔(15.20±1.96) μg/gC〕開始，最終CH4累積排放量分別高于排水泥炭地7.64，11.36 μg/gC。在15℃培養(yǎng)條件下，近自然泥炭地與排水泥炭地相同泥炭層的CH4累積排放量差異增大，近自然泥炭地20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累積排放量顯著高于相同泥炭深度的排水泥炭地(p<0.05)，分別從第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〕開始，最終CH4累積排放量分別高于排水泥炭地60.50，48.78，17.14 μg/gC。

2.3 增溫對CH4排放的影響

在表層0—20 cm為有氧不飽和水的條件下，近自然泥炭地5℃和15℃培養(yǎng)的CH4累積排放量差異較大的為20—40，40—60，60—80 cm泥炭。15℃的20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累積排放量分別在培養(yǎng)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〕就開始顯著高于5℃的CH4累積排放量(p<0.01)。最終，這3個泥炭層，15℃的CH4累積排放量分別高于5℃的CH4累積排放量151.26，82.64，22.86 μg/gC。

在表層0—20 cm為有氧不飽和水的條件下，排水泥炭地5℃和15℃培養(yǎng)的CH4累積排放量差異較大的同樣為20—40，40—60，60—80 cm泥炭，但差異幅度比近自然泥炭地小。15℃的20—40，40—60，60—80 cm泥炭的CH4累積排放量分別在培養(yǎng)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〕開始顯著高于5℃的CH4累積排放量(p<0.01)。最終，這3個泥炭層，15℃的CH4累積排放量分別高于5℃的CH4累積排放量98.06，41.81，17.08 μg/gC。

2.4 增溫與干旱雙重變化對CH4排放的影響

為了模擬未來泥炭地升溫變干的雙重氣候變化對泥炭CH4排放的影響，本研究模擬了增溫10℃與干旱水位降低20 cm的環(huán)境條件變化。根據(jù)近自然泥炭地水位波動范圍，分別設置低溫高水位(5℃，表層20 cm以上泥炭有氧培養(yǎng))和高溫低水位(15℃，表層40 cm以上泥炭有氧培養(yǎng))2個培養(yǎng)狀態(tài)(圖3)。在近自然泥炭地1 m深泥炭28 d培養(yǎng)過程中，低溫高水位狀態(tài)的CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)低于高溫低水位狀態(tài)的有3個泥炭層，均有顯著差異(p<0.05)；分別為：40—60 cm為(4.43±0.28)，(14.76±1.86) μg/(gC·d)；60—80 cm分別為(3.02±0.42)，(5.88±0.26) μg/(gC·d)，以及80—100 cm分別為(1.18±0.19)，(2.35±0.35) μg/(gC·d)。高溫低水位CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)顯著低于低溫高水位的只有1個泥炭層：20—40 cm，分別為(0.60±0.28)，(5.67±0.96) μg/(gC·d) (p<0.01)。近自然泥炭地整個1 m深泥炭，在高溫低水位狀態(tài)的CH4總排放量為(204.29±15.13) μg/gC，比其低溫高水位狀態(tài)的CH4總排放量(137.86±13.45) μg/gC顯著升高了約48%(p<0.05)。

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

注：A為基于泥炭碳含量的不同深度CH4平均排放速率變化；B為基于泥炭干土重的不同深度CH4平均排放速率。低溫高水位為溫度設定5℃，深度0—20 cm泥炭有氧不飽和水培養(yǎng)，20—100 cm泥炭厭氧飽和水培養(yǎng)；高溫低水位為溫度設定15℃，深度0—40 cm泥炭有氧不飽和水培養(yǎng)，40—100 cm泥炭厭氧飽和水培養(yǎng)。

根據(jù)排水泥炭地水位波動范圍，分別設置低溫高水位狀態(tài)和高溫低水位狀態(tài)為：5℃，40 cm以上泥炭有氧培養(yǎng)；15℃，60 cm以上泥炭有氧培養(yǎng)(圖4)。在排水泥炭地1 m深泥炭28 d培養(yǎng)過程中，低溫高水位狀態(tài)CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)低于高溫低水位狀態(tài)的有3個泥炭層：在10—20 cm為(0.70±0.29)，(1.02±0.54) μg/(gC·d)；在60—80 cm分別為(1.60±0.54)，(3.74±0.28) μg/(gC·d) (p<0.05)；在80—100 cm分別為(1.01±0.16)，(3.15±0.49) μg/(gC·d) (p<0.05)。低溫高水位狀態(tài)CH4平均排放速率(基于泥炭碳含量)明顯高于高溫低水位狀態(tài)的只有：在40—60 cm為(3.47±0.48)，(0.41±0.12) μg/(gC·d)，有顯著差異(p<0.05)。排水泥炭地整個1 m深泥炭，在高溫低水位狀態(tài)的CH4總排放量為(75.64±9.41) μg/gC，比其低溫高水位狀態(tài)的CH4總排放量(63.69±12.25) μg/gC升高了約19%。

基于泥炭干土重的CH4平均排放速率較基于泥炭碳含量的排放速率有3倍左右的降低，但并沒有完全改變干旱與增溫條件下自然泥炭地或者排水泥炭地的CH4平均排放速率的變化規(guī)律，只是不同處理間的差異的大小有所變化。

注：A為基于泥炭碳含量的不同深度CH4平均排放速率變化；B為基于泥炭干土重的不同深度CH4平均排放速率。低溫高水位為溫度設定5℃，深度0—40 cm泥炭有氧不飽和水培養(yǎng)，40—100 cm泥炭厭氧飽和水培養(yǎng)；高溫低水位為溫度設定15℃，深度0—60 cm泥炭有氧不飽和水培養(yǎng)，60—100 cm泥炭厭氧飽和水培養(yǎng)。

3 討 論

人為排水被認為是導致全世界泥炭地干旱退化的主要因素[7,23]。據(jù)Meta分析估算，歐洲90%左右的泥炭地因人類開采和排水而產(chǎn)生了退化，超過50%泥炭地在上個世紀被排水疏干[23]。泥炭地排水后，水位大幅度下降，厭氧層降低，同時CH4產(chǎn)生菌群落數(shù)量降低數(shù)十倍甚至幾個數(shù)量級[24-25]，最終CH4產(chǎn)生減少[9,22,26]；而有氧層增厚，CH4氧化消耗增強，最終導致CH4排放降低[23-24,27]。野外觀測也表明，CH4排放量在水位較低的區(qū)域或水位較低的時期都會有明顯的下降[26,28]。而我們的研究結(jié)果進一步表明，排水后泥炭的CH4排放量降低與泥炭本身有機物變化也有很大關系。在相同水位條件下，排水泥炭地中下層泥炭的CH4累積排放量，無論是在5℃還是15℃都要顯著低于近自然泥炭地CH4累積排放量(圖2)。其原因可能是，泥炭地在排水后，水位大幅下降，導致泥炭中的有機質(zhì)長期氧化分解以及隨水土的流失[11,16]，降低了泥炭中易分解有機質(zhì)的含量，CH4產(chǎn)生菌可用的小分子有機物(乙酸等底物)減少[29]，致使產(chǎn)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顯著減少(圖1) ，顯示了有機質(zhì)的含量和質(zhì)量的明顯降低。因此，長期排水泥炭地不僅降低了水位，改變了CH4產(chǎn)生菌和氧化菌的數(shù)量，而且改變了泥炭中的有機物，兩者綜合作用，共同導致長期排水泥炭的CH4排放顯著低于近自然條件下的泥炭CH4排放。但長期排水泥炭的CH4排放的降低并不意味著其他溫室氣體排放的減少，或者總的碳流失降低；排水泥炭地中層泥炭碳含量比近自然泥炭地的顯著降低，表明人類長期排水導致的碳分解和水土流失，造成了更嚴重的總碳流失。

泥炭地CH4排放對溫度的升高較為敏感，溫度可能會改變土壤物理化學性質(zhì)，增強有機碳和微生物的活性，在自然狀態(tài)下通常會對CH4排放產(chǎn)生促進作用[9,16,20]，尤其在生長季水位較高時(5—9月)的CH4排放主要由溫度條件控制[11，22,28]。本研究的室內(nèi)培養(yǎng)結(jié)果表明，泥炭地無論是在近自然還是長期人為排水狀態(tài)下，溫度升高對CH4排放的影響是隨泥炭深度的變化而變化。15℃培養(yǎng)與5℃培養(yǎng)相比，近自然泥炭地和排水泥炭地CH4排放變化不顯著的泥炭層都為：0—10，10—20，80—100 cm，隨溫度升高而顯著提高的泥炭層都為：20—40，40—60，60—80 cm(圖2) 。可見，表層和深層泥炭CH4排放對溫度的升高不敏感，中下層泥炭CH4排放量隨溫度的升高而顯著增加。這可能是由于表層泥炭受有氧環(huán)境影響，抑制了CH4的產(chǎn)生，強化了CH4的氧化過程；而深層泥炭的有機質(zhì)中惰性碳含量較高，不利于產(chǎn)生CH4[16,29]。綜上可知，隨著氣候變暖，泥炭溫度升高，若爾蓋泥炭地CH4排放量可能升高，并且變暖對泥炭CH4排放的影響主要集中在中下層泥炭(20—80 cm)，使其CH4排放在未來環(huán)境下顯著增加。

在未來若爾蓋泥炭地既變暖又變干的環(huán)境條件下，對于泥炭地的CH4排放會產(chǎn)生兩個相反的影響：溫度升高通常促進CH4產(chǎn)生和排放[1,9,16]；而干旱水位降低，厭氧層下降，有氧層增厚，會導致CH4排放量降低[17-19]。然而，Yang等的研究發(fā)現(xiàn)，單一的升溫或降雨減少都會增加泥炭柱CH4排放(28%～30%)，然而綜合增溫與干旱雙重環(huán)境變化的影響，卻會導致CH4排放量顯著降低50%。本研究結(jié)果表明，在模擬泥炭地升溫變干的氣候變化條件下(增溫10℃并且干旱水位降低20 cm)，無論是近自然泥炭地還是排水泥炭地，由于表層泥炭沒有水分和氧氣變化，本身CH4排放很低，且對溫度的升高不敏感，排放量變化不顯著；深層土壤一直處于飽和水無氧環(huán)境下，升溫后CH4排放稍有提高；而中層泥炭在升溫變干的環(huán)境條件下，疊加了溫度、水分和氧氣變化的影響，CH4排放變化最劇烈(圖3，4)。泥炭溫度升高會大幅度提高中層泥炭的CH4排放，但主要集中于常年波動水位以下；而中上層泥炭由于水位降低失去厭氧環(huán)境[9,22,24]，CH4產(chǎn)生菌的數(shù)量大幅降低[25,27]，而CH4氧化菌則顯著增加[27]，同時水位降低后中上層泥炭有機質(zhì)中的惰性物質(zhì)顯著增加[16,29]，干旱對CH4排放的降低作用更明顯。因此，增溫與干旱雙重變化對中層泥炭CH4排放的影響最為顯著。最終，增溫與干旱會導致整個1 m深泥炭CH4排放發(fā)生顯著變化，近自然泥炭地和排水泥炭地1 m深泥炭的CH4排放都有明顯的提高，尤其是近自然泥炭地的CH4總排放量顯著增加了66.43 μg/gC (約48%)。由此可見，人類活動導致的升溫變干氣候?qū)Ω吆疂竦啬嗵客恋挠袡C碳穩(wěn)定性造成了破壞性影響，可能會導致本區(qū)域未來CH4排放量的顯著提高。

4 結(jié) 論

研究表明，長期排水泥炭地的中下層泥炭CH4排放顯著低于近自然泥炭地，而表層泥炭CH4排放相似。兩種泥炭地的表層和深層泥炭CH4排放對溫度升高都不敏感，中下層泥炭CH4排放隨溫度升高而顯著增加。在增溫干旱雙重變化條件下，中層泥炭CH4排放變化最劇烈，最終導致整個1 m深泥炭CH4總排放量升高；并且，近自然泥炭地CH4總排放量顯著升高約48%，大幅高于排水泥炭地。