長白山區(qū)泥炭地近200 年來碳累積過程模擬

李佳鑫

（1.東北師范大學地理科學學院，長春 130024；2.遼寧省大連市高新園區(qū)第一中學，遼寧 大連 116023）

泥炭地具有持久的固碳能力［1］，是全球重要的陸地土壤碳庫［2］，全新世以來，累計積累了約600 Gt的碳［3］。如此巨大的碳庫不僅影響著全球碳循環(huán)，還對氣候變化有著強烈的反饋。因此，泥炭地碳循環(huán)、碳累積問題成為國際學術界關注的熱點。目前的研究多側(cè)重于泥炭地溫室氣體（CO2、CH4和N2O）的通量觀測［4，5］、泥炭地生態(tài)系統(tǒng)固碳過程中碳遷移轉(zhuǎn)化、碳源∕匯平衡、碳儲量時空分布格局等［6，7］、碳累積速率及其與氣候變化的關系等。泥炭剖面由上部的活躍層（Acrotelm）和下部的惰性層（Catolem）組成。由于活躍層在地下水位之上，氧氣相對充足，枯枝落葉和表層泥炭分解率高。一旦進入地下水位之下的惰性層，泥炭的分解速率急劇下降，并且與氣候的小幅波動無關。根據(jù)Clymo 模型，泥炭凈累積是地表枯落物輸入與活躍層好氧分解、惰性層厭氧分解之間的平衡［8-10］。輸入率（p）和分解率（k）是深入理解泥炭地碳累積過程與機制、預測未來全球變化情景下泥炭地碳庫功能變化的關鍵參數(shù)。在5～10年尺度上，可以通過野外試驗獲得p和k，但在百年至萬年尺度上，模型擬合則是獲得未來全球變化情景下泥炭地碳庫功能變化關鍵參數(shù)的有效方法。由于活躍層和惰性層分解速率存在非常大的差異，對其p、k需要分別擬合計算。國際上對惰性層的模型擬合研究已在西北歐和加拿大開展，但對活躍層的研究相對匱乏。長白山區(qū)由于氣候冷濕，加上山地溝谷地形或透水性差的玄武巖風化物母質(zhì)，分布有大量泥炭地。本研究選擇其中老里克和白江河2 個泥炭剖面，在210Pb 年代基礎上，根據(jù)剖面干容重、有機碳含量數(shù)據(jù)，利用分解模型對剖面數(shù)據(jù)進行擬合，估算活躍層的泥炭輸入率和分解率；對比分析了2個泥炭地碳累積的差異及原因，通過敏感性分析，探討全球變暖背景下p和k的變化對泥炭地碳累積的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域

老里克泥炭地（42°28′32″N—42°28′46″N，128°39′34″E—128°40′9″E），位于和龍市與安圖縣交界處的長白山脈甄峰山西北的老克里山頂，海拔1 478 m，東西長650 m，南北寬310 m，面積約0.21 km2，海蘭江的發(fā)源地。白江河泥炭地（42°09′58″N，126°44′10″E）位于吉林省靖宇縣長白山系龍崗山脈，為松花江支流白江河的源頭，海拔780 m，東西寬1.1 km，南北長1.6 km，面積約0.64 km2。20 世紀80 年代該泥炭地的東北部分約0.35 km2因造林被排水改造。兩地平均氣溫為3 ℃，年降水量為700～800 mm。

1.2 研究方法

1.2.1 樣品采集與處理 老里克剖面采集于2017年10 月。白江河剖面采集于2016 年10 月，采樣位于未排水區(qū)。人工采挖取表層50 cm 泥炭后修剪整齊，老里克剖面修剪成13 cm×15 cm×50 cm 的長方體，白江河剖面修剪成10 cm×12 cm×50 cm 的長方體。2 個剖面現(xiàn)場按1 cm 間隔分樣，稱濕重后裝入自封袋，標記后送至實驗室，置于4 ℃冰箱中冷藏保存。

1.2.2 年代測定 2 個泥炭剖面年代測定采用210Pb法。從已標記泥炭樣品中取出約10 g 濕樣，105 ℃烘干至恒重，使用瑪瑙磨碎過60 目篩，然后裝入7 mL 離心管，稱重后封口保存，4 周以后待樣品達到放射平衡后開始測量。測量采用ORTEC 型高純鍺伽馬能譜儀，測量樣品時間80 000 s。樣品總鉛210Pbtot活度依46.54 keV 標志峰面積計算，支持鉛的活 度210Pbsup根 據(jù)214Bi（609.31 keV）和214Pb（351.92 keV）的活度估算，過剩鉛（210Pbex）的年齡選擇恒定通量 模 型（Constant rate of supply，CRS）［11］，同 時 利用137Cs（661.67 keV）活度的剖面變化驗證210Pbex的年代模型。

1.2.3 容重和有機碳測定 每個樣品取約10 mL 濕樣，稱濕重后105 ℃烘干，再稱干重，計算含水率，樣品容重按以下公式計算：

式中，dbulk為樣品干容重；W總為樣品總濕重，野外現(xiàn)場稱量；M為含水率；V總為樣品總體積，根據(jù)剖面橫截面面積和分樣間距計算。

取上述烘干后的樣品，用萊弛MM200 研磨儀粉碎，然后用百萬分之一天平稱取約3 mg 樣品，錫紙包樣后用EA3000元素分析儀進行有機碳含量測定。

1.2.4 近現(xiàn)代有機碳積累速率（RERCA）計算 近現(xiàn)代有機碳累積速率（Recent rate of C accumulation，RERCA）［12，13］公式如下：

式中，Tyr為深度Z（cm）處的年齡；dbulk為干容重（g∕cm3）；Cc為有機碳含量百分比（%）；100 為單位轉(zhuǎn)換系數(shù)。

1.2.5 參數(shù)模型擬合 根據(jù)Clymo 泥炭累積模型，泥炭（碳）輸入率（p）和分解率（k）決定了單位面積上的泥炭（碳）總累積量，通過擬合泥炭（碳）總累積量隨時間的變化曲線可以估算p和k。分解率模型參考Yu 等［14］選擇單指數(shù)、雙指數(shù)和線性模型3種（表1）。

2 結(jié)果與分析

2.1 剖面年代

由圖1a至圖1d可以看出，老里克泥炭剖面210Pbex比活度在表層高達2 062.4 Bq∕kg，向下持續(xù)下降，至28 cm 達到210Pbex平衡深度，比活度為 35.5 Bq∕kg（圖1a）。白江河泥炭剖面210Pbex比活度最高值出現(xiàn)在2 cm 處，為 1 280.8 Bq∕kg，之后呈波動下降，14 cm 處達到平衡深度，比活度為 166.2 Bq∕kg（圖 1c），基于210Pbex的CRS 模型建立了2 個剖面的年代框架（圖1b、圖1d）。從年齡-深度曲線來看，2 個剖面的沉積速率除表層略高外，其他深度都相對比較穩(wěn)定。

表1 泥炭分解模型公式

圖1 老里克、白江河剖面210Pbex、137Cs比活度（a、c）與年齡-深度模型（b、d）

2.2 容重、有機碳、碳累積速率剖面變化

老里克、白江河2 個剖面的容重、有機碳以及碳累積速率的變化如圖2 所示。老里克剖面表層泥炭容重（圖2a）表層低，2～17 cm 保持在0.08～0.18 g∕cm3小幅波動，17～21 cm 略高，最高值出現(xiàn)在18～19 cm，為 0.26 g∕cm3，21 cm 以 下 容 重 保 持 穩(wěn) 定 。 有 機 碳（圖2b）在整個剖面上波動不大，在35.35%～44.81%。碳累積速率（圖2c）向下逐漸遞減，至28 cm 為23.5 g∕（m2·年），顯示分解過程的持續(xù)影響。表層泥炭樣品雖然容重低，但由于分解弱，沉積速率高，因此碳累積速率高。表層以下，由于有機碳含量變化不大，沉積率也相對穩(wěn)定，碳累積速率變化趨勢與容重一致。

白江河剖面容重（圖2d）是表層2 cm 較低，向下逐漸升高，3～10 cm 大部分在 0.16～0.18 g∕cm3，8～9 cm 最高，與老里克剖面相當，為 0.26 g∕cm3，10 cm 以下逐漸降低，至剖面底部容重為0.09 g∕cm3。有機碳（圖2e）的變化與容重趨勢相反，最高值出現(xiàn)在表層，為42.50%，最低值在8～9 cm，為24.43%。碳累積速率（圖2f）表層最高，為144.8 g∕（m2·年），向下由于容重和有機碳含量的消長變化，碳累積速率變化不大，保持在48.7～58.4 g∕（m2·年）。

2.3 活躍層碳輸入率與分解率

由于泥炭在活躍層和惰性層分解速率差異顯著，本研究著重于活躍層通過210Pb 測定的2 個剖面，探討100～200 年有機質(zhì)輸入和分解的模式。分別用線性（p=121.222 9，k=0.001 0）、單指數(shù)（p=109.940 7，k=0.005 5）和雙指數(shù)（p1=69.940 1，k1=0.005 5；p2=39.999 7，k2=0.005 5）模型進行擬合。老里克泥炭剖面近現(xiàn)代以來碳累積量隨時間變化的剖面擬合如圖3A 所示。分別用線性（p=93.033 8，k=0.016 8）、單指數(shù)（p=87.478 8，k=0.010 3）和雙指數(shù)（p1=54.995 3，k1=0.010 3；p2=32.483 5，k2=0.010 3）模型進行擬合，白江河泥炭剖面近現(xiàn)代以來碳累積量隨時間變化的剖面擬合如圖3B 所示。這2 個剖面均為凹形泥炭質(zhì)量-年齡曲線，表明泥炭柱在不斷分解。利用線性、單指數(shù)和雙指數(shù)模型對老里克和白江河剖面進行擬合，從圖3可以看出，均是單指數(shù)模型擬合效果最好。

圖2 剖面容重、有機碳、碳累積速率變化

圖3 老里克（A）、白江河（B）泥炭剖面近現(xiàn)代以來碳累積量隨時間變化的剖面擬合

3 討論

3.1 氣候變化對長白山區(qū)泥炭地碳累積速率的影響

老里克剖面碳累積速率向下逐漸遞減，至28 cm為23.5 g （∕m2·年）。白江河剖面碳累積速率表層最高，為144.8 g（∕m2·年），向下由于容重和有機碳含量的消長變化，碳累積速率變化不大，保持在48.7～58.4 g（∕m2·年）。且這2 個泥炭剖面的碳累積速率在最近20 年的增加趨勢比泥炭形成初期表現(xiàn)更加明顯，這種現(xiàn)象表明長白山區(qū)泥炭沼澤生態(tài)系統(tǒng)還比較年輕，處于泥炭發(fā)育階段，具有巨大的固碳潛力，需要加強泥炭生態(tài)系統(tǒng)的保護，防止人為破壞使其退化。

3.2 氣候變化對泥炭地活躍層泥炭碳累積模式的影響

對210Pb 測定的2 個剖面進行擬合，在擬合的3個模型中，均呈凹形泥炭累積模式，表明在此期間泥炭柱處于不斷分解的過程。這可能是因為全新世晚期，隨著太陽輻射活動的降低以及東亞季風強度的減弱，東北地區(qū)氣候向冷干的趨勢發(fā)展，但整體氣候仍呈現(xiàn)冷濕的特點［15-17］。這種氣候條件不利于泥炭地有機質(zhì)的分解，使得泥炭地碳累積速率顯著上升，并在最近幾百年內(nèi)達到最大值。在氣候條件的影響下，由于恒定的泥炭輸入速率，使得泥炭剖面均呈凹形的泥炭累積模式。

3.3 敏感性分析

Clymo［9］提出了沼澤生長的概念模型，在該模型中，有2 個變量決定了泥炭累積，即泥炭輸入率和分解率。恒定的生產(chǎn)力和指數(shù)分解產(chǎn)生凹形的累積泥炭質(zhì)量-年齡曲線，這也在大多數(shù)海洋沼澤中都得到了證明?；?Clymo 的概念模型，Yu 等［14］在研究中進一步討論了泥炭累積模式，指出泥炭累積模式分為凸形模式和凹形模式2 種。Yu 等［18］詳細說明了泥炭的凹形模式，并通過模型模擬加以驗證，表明泥炭輸入率和分解率都可能隨時間變化，但是泥炭的輸入率可能對植被類型和環(huán)境參數(shù)更加敏感，更具有可變性；通過對數(shù)據(jù)的研究發(fā)現(xiàn)，隨著時間推移，有的泥炭剖面也呈凸曲線，并在芬蘭西南部找到一個凸型模式的沼澤加以證明；通過修改PAR（決定凸曲線的曲率）對泥炭生長模型進行了敏感性分析，表明無論是PAR 不斷下降還是分解速率增加都會形成凸起的泥炭質(zhì)量-年齡曲線。通過考慮概念模型和模擬模型的差異，呈凸形泥炭質(zhì)量-年齡關系曲線的泥炭地可以在泥炭輸入率和分解率不斷變化的情況下進行模擬［9，12，18］。因此，凹曲線和凸曲線的形成受輸入率和分解率共同影響。在沒有氣候變化的情況下，凸形累積模式的泥炭地將更快達到生長極限，其固碳能力的下降速度將快于凹形累積模式模型的預期速度［14］。因此，對于泥炭地碳匯-源關系的可信評估必須基于對碳累積模式過程的理解。

在本研究中，利用單指數(shù)分解模型對泥炭剖面數(shù)據(jù)擬合，進行敏感性分析，以了解輸入率和分解率在活躍層泥炭剖面累積中的作用。結(jié)果表明，改變分解系數(shù)將改變質(zhì)量-年齡曲線的凹度（高分解率導致更大的凹度）。而隨著泥炭輸入速率的變化，泥炭的累積質(zhì)量∕累積深度會發(fā)生變化。在輸入率恒定的情況下，增加分解率會使曲線向上移動（泥炭累積減少）；而在分解率恒定的情況下，降低輸入率會使曲線向上移動（泥炭累積減少）。通過二者比較可以大致得出，與分解率相比，輸入率對泥炭累積變化影響更大，這也與Yu 等［14］研究的結(jié)論一致。

通過敏感性分析可知，輸入率和分解率2 個參數(shù)的多次組合，在一個單獨地點可以達到同一終點的泥炭累積質(zhì)量，但需要不同的時間歷程。因此，自然界中真正發(fā)生的事情，對于重建過去的泥炭累積，以及預測未來可能發(fā)生的變化，都非常重要。