典型溫帶雨養泥炭沼澤濕地地下部二氧化碳和甲烷濃度變化規律及其影響因素

張 尹,于志國,金 彪

1 南京信息工程大學水文與水資源工程學院, 南京 210044 2 水利部珠江水利委員會水文水資源局, 廣州 510611 3 中國科學院廣州地球化學研究所, 廣州 510640

泥炭沼澤濕地(簡稱“泥炭地”)面積雖只占全球陸地表面積的3%,其碳儲存卻占陸地生態系統碳庫的三分之一(390—455 Pg)[1- 3]。雨養型泥炭地是一種主要依靠大氣降水來實現養分和水分補給的泥炭地,其主要分布在北溫帶至北極地區[1, 3]。泥炭地中的植物通過光合作用將大氣中的碳固定在泥炭土壤中,由于泥炭土壤中的有機質分解緩慢,泥炭地便成為重要的碳匯[1]。然而泥炭地并不是穩定的碳匯[4],前期觀測結果以及地球系統模式預測均顯示：氣候變化的影響下,其碳匯的能力有減弱趨勢[5],當泥炭地中有機質分解速率加大,排放到大氣中的碳量大于固定的碳量時,泥炭地便由碳匯轉變為碳源。

研究表明,二氧化碳(CO2)和甲烷(CH4)是泥炭沼澤濕地排放的兩種最重要的溫室氣體,它們的排放與土壤溫度、濕度、pH值、地上生物量、生態系統呼吸等因素有關[6- 9]。宋長春等[6]以及郝慶菊等[10]對三江平原泥炭沼澤濕地研究發現,泥炭地的CO2和CH4排放隨溫度升高而增加。Laiho[9]研究發現,原本處于淹水狀態的濕地在地下水位下降時可加快有機質分解速率,促進CO2的排放；反之,當水位上升,則可能使CH4排放增加,而CO2排放減少。Bergman等[11]研究發現,pH值變化會直接影響微生物活性和群落分布,從而影響其分解有機質的效率。室內模擬實驗和模式評估方式普遍認為,環境因素是直接影響土壤碳庫有機碳含量的主要因素[12],然而Doetterl等[13]研究發現,在長時間尺度(十年至上百年)內,環境因素是通過影響土壤風化,間接影響土壤中的地球化學過程,從而影響土壤有機質的含量及溫室氣體的排放。當前關于泥炭地碳排放的研究主要是以地表生態系統排放通量觀測為主[14-15],但是碳通量觀測容易受到周圍環境的影響,如風速、地表植被演替等,直接導致觀測結果準確度的不確定性,而地下部泥炭土壤的生物地球化學過程與碳排放密切相關,但當前探討地下部碳排放過程的相關研究較少,因此本文旨在通過原位不同深度尺度被動式采樣方式,探討高緯地區的地下部泥炭土壤中CO2和CH4的濃度變化特征及其關鍵影響因素,以期從根本上提升碳排放估算的準確性,為后續碳模型改進提供數據支持,為未來氣候變化趨勢研究提供參考依據。

1 材料與方法

1.1 采樣點概況

本文的兩個采樣點貝爾山濕地(BBM)和舒特茲山濕地(SBM),位于德國中部圖林根州的圖林根森林地區,均為典型的雨養型泥炭地,其養分和水分主要來源于大氣降水,無機鹽含量低(微摩爾濃度級),孔隙水導電率極低(10—15 S/m)[4]。BBM位于貝爾山北坡(50°39′34″N,10°44′34″E),海拔高度為945—983 m,年平均降水量為1300 mm,年平均氣溫為4 ℃[16]。BBM泥炭土層厚度為3—4 m,主要植被類型為灌木叢和泥炭蘚。SBM位于海拔高度884—893 m的山脊上(50°41′44″N,10°41′58″E),年平均降水量為1230 mm,年平均氣溫為5 ℃,泥炭土層厚度約2.5 m,主要植被類型為灌木叢和泥炭蘚[17]。研究所選采樣點均位于圖林根森林的自然保護區內,泥炭發育較為完整且受人類活動影響較少,因而具有較好的代表性及重要的研究價值[18]。

1.2 采樣方法

利用原位被動式高分辨率采樣器(multilevel piezometer, MLP)采集原位泥炭土壤剖面中不同深度的孔隙水和溶解性氣體,如圖1所示,MLP由多段采集管通過螺紋連接而成,土壤中的孔隙水和氣體可以通過采集管管壁的通孔擴散到采集管中,其中采集管內的上部為硅膠管,用于采集氣體樣品,下部為樣品瓶,用于采集孔隙水。為研究淹水厭氧條件下地下部溫室氣體排放規律,采樣時間定為降水量較大的夏季,為2018年6—7月,以確保泥炭地處于淹水狀態。MLP置于泥炭土壤中進行分段采樣,采樣的深度分辨率為：150 cm深度以上每隔10 cm采集一個樣品,150 cm深度以下每隔20 cm采集一個樣品。平衡5周后,將MLP分段逐步取出,每段采集管采集得到的樣品儲存于容積為20 mL的頂空樣品瓶中,然后注入超純水并用0.2 μm滲透膜覆蓋。靜置一段時間后,在頂空樣品瓶中抽取2 mL氣體樣品,注入盛有50 μL 6 mol/L HCl的7.5 mL頂空樣品瓶中,用丁基橡膠塞(Wicom, Heppenheim, Germany)緊塞瓶口,隨后測定溶解性溫室氣體的濃度。因泥炭淺層生物地球化學過程活躍,故參考Hesslein[19]的方法,使用深度分辨率為1 cm的被動式透析采樣器(dialysis chamber,DC)(60 cm長)對淺層泥炭土進行采樣,采樣平衡時間為5周。將每段采樣器中收集到的孔隙水樣品注入盛有20 μL 6 mol/L HCl的1.8 mL頂空樣品瓶中備用,隨后測定溶解性溫室氣體的濃度。地下水位利用水位傳感器(MX2001-S,ONSET,USA)測定。

圖1 原位被動式高分辨率采樣器采集管示意圖 Fig.1 Schematic design of a multilevel piezometer (MLP) segment

泥炭土壤樣品利用俄羅斯箱式采樣器(Peat sampler, Eijkelkamp, Netherlands)采樣,受地形變化差異,不同采樣點泥炭累積厚度略有差異,其中BBM的采樣深度為340 cm,SBM的采樣深度為210 cm。對采集到的泥炭芯每隔5—10 cm進行分層,并置于采樣袋冷凍保存以待分析。

由于本研究的采樣為被動式擴散采樣法,孔隙水及氣體擴散收集到的樣品為長期動態平衡的結果,與自然環境中的實際濃度較為接近,因此樣品的代表性較高。整個采樣過程持續5周,取最后一天累積的樣品量作為研究值,BBM和SBM采樣點均無作重復采樣。

1.3 氣體樣品、孔隙水樣品和土壤樣品分析方法

CO2和CH4的濃度利用氣相色譜儀(SRI 8610 C, SRI Instruments, USA)測定,該儀器由電子捕獲檢測器(Electron Capture Detector,ECD)和火焰電離檢測器(Flame Ionization Detector,FID)組成,色譜柱為Haysep-D。FID可檢測甲烷(CH4)和二氧化碳(CO2),兩種氣體的最低檢測限均為0.01 mg/L,檢測時每10分鐘向儀器內注入1 mL室內空氣樣品。CO2和CH4的濃度應用亨利定律計算得到,亨利常數參考Lide等[20]的方法確定。

對于可溶性有機碳(dissolved organic carbon, DOC)的濃度分析,先用0.45 μm濾膜(NylonMillipore)過濾孔隙水樣品,然后用總有機碳分析儀(TOC 5050, Shimadzu, Japan)進行分析。pH值利用pH計來測定,MLP和DC的每段采樣段均需測量pH值。

碳氮比(C/N)可用于衡量泥炭分解程度以及碳、氮的質量損失隨深度的變化情況[21]。總C和總N量利用元素分析儀(NA 1108,CE Instruments, Italy)測定,13C/12C和15N/14N利用同位素比質譜儀(delta S, Finnigan MAT, Germany)測定。同位素比值用式(1)的δ來表示,用空氣中的N2作為N的標準氣體。

利用傅里葉變換紅外光譜(Fourier Transform Infrared Spectroscopy,FTIR)可研究泥炭土中有機物和礦物的分子結構及其官能團組成[22],以及由于腐殖化過程引起的有機質組分的變化,例如腐殖化過程中脂肪族和芳香族等物質的積累[23]。取200 mg干燥KBr和2 mg泥炭土壤樣品利用氧化鋯球磨后測定波數范圍為4500—300 cm-1的紅外光譜。本研究定義以下4個吸收峰與多糖(1090 cm-1)的比值為腐殖化系數：1720/1090、1630/1090、1510/1090和1420/1090。其中,1720 cm-1代表羧酸和芳香酯,1630 cm-1代表芳烴和芳香族或脂肪族羧酸鹽,1510 cm-1代表酰胺,1420 cm-1代表酚醛和脂肪族結構[23-24]。

樣品測定過程中,每個采集到的氣體樣品、孔隙水樣品和土壤樣品均做了3次重復測定。

1.4 同位素的計算方法

利用穩定同位素比質譜儀(GC-C-IRMS, deltaplus, Thermo, Germany)對MLP采樣得到的CO2和CH4進行穩定同位素測量,δ13C的值利用參考氣體(CO2,-21.225‰)和2個同位素值標準(CO250000 mg/L, -39.386‰; CH410000 mg/L, -46.362‰)來修正。多次測量得到的平均標準偏差范圍為0.09‰(CH4)—0.24‰(CO2)。同位素的計算公式如下：

(1)

式中,δ表示以V-PDB為標準的樣品與標準樣品偏離的千分率,Rsample表示待測樣品中重碳同位素與輕碳同位素的豐度比,即13C/12C,Rstandard表示標準物質中重碳同位素與輕碳同位素的豐度比。

通常泥炭土壤中產甲烷方式主要有氫產甲烷過程和乙酸產甲烷過程[25]：

4H2(aq)+CO2(aq)→2H2O(l)+CH4(aq)

(2)

CH3COO-(aq)+H+(aq)→CO2(aq)+CH4(aq)

(3)

利用同位素分餾系數αc可衡量泥炭土壤中主要發生的產甲烷方式,分餾系數αc的計算公式如下：

(4)

式中,δ13CCO2和δ13CCH4可由式(1)算得,當αc<1.055時,產甲烷方式以乙酸產甲烷為主,當αc>1.055時,產甲烷方式以氫氣還原二氧化碳為主[26]。

1.5 數據分析

利用Excel 2013和SigmaPlot 14.0軟件進行數據處理及分析。采用Pearson相關分析法對碳氮比與FTIR結果及碳、氮同位素比值進行相關性分析。利用SigmaPlot 14.0軟件作圖,經計算,3次重復測定的氣體樣品、孔隙水樣品和土壤樣品標準差范圍都在1%以內,因此圖表中數據均表示平均值。

2 結果與分析

2.1 地下部溫室氣體隨深度變化特征

2.1.1地下部CO2和CH4濃度變化特征

對于CO2濃度,BBM處除10 cm深度以上濃度較低外(0—2500 μmol/L)(圖2),CO2濃度都隨深度在3000 μmol/L左右波動,10—60 cm處波動幅度較小,60 cm以下波動幅度較大,總體呈現隨深度減少的趨勢。CO2濃度最小值為0.05 μmol/L,最大值出現在120 cm處,可達4210.74 μmol/L,整個垂直采樣深度平均值為2568.81 μmol/L。SBM的CO2濃度隨深度先增后減,最小值出現在近地表處,為573.03 μmol/L,最大值出現在90 cm,為4191.94 μmol/L,平均值為1948.16 μmol/L。0—60 cm處CO2濃度隨深度增加緩慢,在1800 μmol/L左右小幅波動,60—90 cm隨深度急劇增加到最大值,隨后隨深度減少,并且在3000 μmol/L左右波動。

對于CH4濃度,BBM和SBM處都隨深度增加,BBM的甲烷濃度最大值比SBM的大。BBM處CH4濃度為1.88—735.90 μmol/L,平均值為259.04 μmol/L,60 cm以上隨深度增加幅度較小, 60 cm以下增加幅度較大,最大值出現在260 cm。SBM的CH4濃度為15.57—543.51 μmol/L,平均值為301.34 μmol/L,深度為60 cm以上的CH4濃度都穩定在300 μmol/L左右,而60 cm以下波動幅度較大,最大值出現在170 cm。

BBM和SBM的CO2/CH4比率均在近地表處有一峰值。BBM的CO2/CH4比率總體上呈現隨深度遞減的趨勢,淺層的比率可達16.20,而150 cm以下的比率僅為4—5。SBM的CO2/CH4比率在60 cm以上變化不大,60 cm以下處迅速增加到15.14(70 cm)后隨深度減少,并且SBM所有深度中CO2/CH4的比率大多在4—6范圍內。

圖2 BBM和SBM中CO2濃度、CH4濃度和CO2/CH4隨深度的變化Fig.2 The profiles of concentration of CO2 and CH4 and CO2/CH4 in BBM and SBM

2.1.2地下部CO2和CH4碳同位素比值變化特征

圖3 BBM和SBM中δ13CCH4、δ13CCO2和分餾系數αc隨深度的變化Fig.3 The profiles of δ13CCH4, δ13CCO2 and αc in BBM and SBM

BBM和SBM的δ13CCO2都隨深度增加(圖3),而且值都為-27.40‰—-3.13‰。BBM處深度為100 cm以上時,δ13CCO2隨深度增加迅速,100 cm以下隨深度增加緩慢。同樣地,SBM也出現淺層(80 cm以上)隨深度增加迅速,深層(80 cm以下)隨深度增加緩慢的規律。

BBM采樣點處δ13CCH4的值(-81.33‰—-70.13‰)比SBM的(-70.68‰—-60.81‰)小(圖3)。BBM的δ13CCH4在40 cm以上隨深度急劇下降,隨后隨深度增加,先減后增是因為在淺層(40 cm以上)12CH4被氧化的量隨深度減少,即12CH4的濃度隨深度增加,根據式(1),δ13CCH4的值在淺層隨深度也減少；而SBM的δ13CCH4的值隨深度波動下降,并且波動幅度很大。

與δ13CCO2的變化規律類似,BBM和SBM的分餾系數αc也隨深度增加,并且αc的范圍都為1.046—1.077。其中,BBM和SBM分別在20 cm和40 cm深度處αc≈1.055,由于αc可以判斷泥炭沼澤濕地中甲烷產生的主要方式,因此找到αc為1.055的臨界深度即可判斷不同深度泥炭土層的產甲烷方式。參考Whiticar[26]定義的分餾系數αc為1.04—1.055時,泥炭地地下部產甲烷方式以乙酸產甲烷為主,αc為1.055—1.09時,產甲烷方式以H2還原CO2為主。本研究結果發現,BBM和SBM的αc分別在20 cm和40 cm深度以下為αc>1.055(圖3),表明BBM和SBM在分別在20 cm和40 cm深度以上是以乙酸產甲烷為主,20 cm和40 cm以下產甲烷方式都則以H2還原CO2為主,與前期研究發現的淺層以乙酸產甲烷為主,深層以H2還原CO2為主的規律一致[27-28]。

2.2 地下部剖面孔隙水中的DOC濃度及pH值隨深度變化特征

如圖4所示,BBM中的DOC濃度隨深度呈逐漸減少趨勢,濃度為14—28 mg/L。SBM中的DOC濃度沒有明顯的變化規律,在深度為100 cm以上處波動較大,100 cm以下波動較小,其中最大值出現在20 cm處,為20.81 mg/L,最小值出現在50 cm處,為2.22 mg/L。SBM中DOC的濃度(2.22—20.81 mg/L)略少于BBM的DOC濃度(14.75—27.93 mg/L)。

BBM和SBM的pH值均隨深度升高,SBM隨深度變化的幅度比BBM大,BBM的pH值范圍為3.49—4.51,SBM的pH值范圍為4.00—5.71,兩個采樣點pH平均值都為4.3,符合雨養型泥炭地為酸性的特點[29]。

圖4 BBM和SBM中DOC和pH值分別隨深度的變化Fig.4 The profiles of concentration of DOC and pH value in BBM and SBM

2.3 泥炭沼澤濕地有機質儲量隨深度變化特征

如圖5所示,BBM和SBM的C/N都是隨深度先增后減,但是BBM中的變化幅度較SBM中的大,BBM和SBM的C/N基本上都大于50,BBM中C/N最大值為206.27(140 cm),SBM的最大值為288.40(100 cm)。

BBM和SBM的δ13C都隨深度先增大后減少(圖5),與C/N呈顯著正相關(表1),并且比值都為-29.17‰—-22.63‰。BBM的δ13C最大值為180 cm處的-22.63‰,SBM的δ13C最大值為70 cm處的-24.15‰。

圖5 BBM和SBM中C/N、δ13C、δ15N隨深度的變化Fig.5 The profiles of C/N, δ13C and δ15N in BBM and SBM

BBM和SBM的δ15N隨深度變化規律相似,都是隨深度增加。BBM的δ15N(-5.80‰—1.20‰)略小于SBM的δ15N(-2.00‰—2.98‰)。BBM的δ15N隨深度波動不大,除了270—290 cm和330—340 cm處δ15N為正值外,其余深度均為負值。SBM的δ15N在深度為100 cm以上時在0‰附近波動較大,100 cm以下波動較小,且都大于0‰。

表1 貝爾地濕地(BBM)和舒特茲山濕地(SBM)中C/N與FTIR和碳氮同位素比值的相關關系

BBM中的傅里葉變換紅外光譜圖中的不同比值(1720/1090、1630/1090、1510/1090、1420/1090)隨深度變化都是先減后增(圖6),變化趨勢與BBM中的C/N變化趨勢相反(圖6),且這種負相關關系顯著(表1)。SBM的FTIR圖中,除了1630/1090 50 cm處有一峰值和1720/1090 40 cm處有一最小值外,不同的比值大致均呈現180 cm以上隨深度變化不大,180 cm以下隨深度增加的趨勢。

前期研究發現,原位泥炭土中的可溶性有機質的FTIR光譜在約1630 cm-1處的吸收峰最強[23-24],故選取比值為1630/1090作為腐殖化指數。BBM中的腐殖化指數與其C/N呈顯著負相關(表1),在50 cm以上處腐殖化指數較大,而對應的C/N較小,隨后腐殖化指數隨深度減少至0.4左右(130—150 cm)時,C/N則隨深度增加至206.27(140 cm)。在200 cm以下,腐殖化指數隨深度增加至大于0.9,而C/N隨深度減少至50以下。表1計算結果表明,SBM中的腐殖化指數與C/N也呈負相關關系,但并不顯著。除了50 cm處的腐殖化指數達到1.45外,SBM中的腐殖化指數在190 cm以上處均在0.60—0.85之間,在190 cm以下處隨深度增加至約為1.2。

圖6 BBM和SBM中傅里葉紅外變換光譜比值隨深度的變化Fig.6 The profiles of fourier transform infrared spectroscopy (FTIR) ratio in BBM and SBM

3 討論

3.1 原位地下部溫室氣體濃度影響因素

3.1.1CO2和CH4氣體濃度的影響因素

前期研究表明,地球上高緯度地區(47°—55°)泥炭沼澤濕地中的CO2的濃度范圍多為0—6000 μmol/L,但濃度高的地區,如英格蘭,可達6000—10000 μmol/L,而CH4的濃度范圍多為0—2000 μmol/L,并且兩種氣體的濃度沿土壤剖面變化都是大致隨深度增加[6, 28, 30-31]。Beer等[31]和Blodau等[32]分別對加拿大Mer Bleue泥炭地進行原位觀測實驗發現,CO2的濃度為100—5500 μmol/L,CH4的濃度為0—600 μmol/L,CO2和CH4的濃度均與本研究中兩個采樣點的結果相近,因此本研究得到的結果與前期研究結果具有可比性。BBM和SBM的CO2隨深度減少,CH4隨深度增加,由于αc可用于判斷泥炭地地下部的產甲烷方式(見1.4),由圖3的αc數據可知,BBM和SBM分別在20 cm和40 cm深度以下存在αc>1.055,表明在這些深度以下的甲烷產生方式是H2還原CO2為主,CO2被消耗用于產CH4,因此CO2濃度降低而CH4濃度升高。BBM和SBM的CH4在60cm以下隨深度快速增加,推斷是由于隨深度增加,泥炭土壤內部厭氧環境有利于CH4的產生使其積累[27]。BBM和SBM在10cm以上處CO2/CH4的比率都很高,由圖7可知,雖然采樣時間段內水位一直在地表以上,但是由于德國的降水量有夏多冬少的特點[33],因此地下水位會上下波動,水位波動過程中有氧氣的輸入,甲烷被有氧氧化導致其含量極低,因而導致CO2/CH4的比率極高。10cm以下,BBM和SBM的CO2/CH4比率都隨深度增加而減少,并且比率大多數為4—6,與前期北半球高緯地區泥炭地研究報道的結果相近[28, 34-35]。

圖7 BBM和SBM中地下水位隨時間的變化 Fig.7 Variation of water table in BBM and SBM

3.1.213CO2和13CH4氣體路徑示蹤

由于分解過程產生12CO2、12CH4、13CO2和13CH4,相對分子質量較輕的12CO2和12CH4會優先排放到大氣中,而相對分子質量較重的13CO2和13CH4則留在土壤中,利用δ13CCO2和δ13CCH4方法可以對地下部溫室氣體進行路徑示蹤研究,了解氣體的去向。本研究中CH4和CO2的δ13C分別為-82‰—-60‰和-28‰—-3‰,與前期北半球典型泥炭地的研究結果相當[28, 31, 35]。Hornibrook[27]對加拿大Point Pelee Marsh和Sifton Bog兩個濕地研究發現,兩個濕地的δ13CCH4都隨深度減少,比值為-72‰—-48‰,變化規律與本研究中的SBM相似,但比值均比BBM和SBM的δ13CCH4大,而δ13CCO2都隨深度增加,比值為-20‰—-5‰,變化規律和比值與BBM和SBM均相似,主要是因為Point Pelee Marsh和Sifton Bog的12CH4被有氧氧化作用消耗或者以冒泡的方式排放到大氣中,導致12CCH4較小,進而使得δ13CCH4較大。由此可見,本研究中2個采樣點δ13CCH4的比值較小,表明大部分的12CH4仍被儲存在泥炭土壤中,該地受外界環境的干擾較少。δ13CCO2隨深度增大,表明12CO2隨深度消耗增多,而消耗的CO2用于H2還原CO2的產甲烷過程,因為圖3αc數據表明BBM和SBM分別在20 cm和40 cm以下產甲烷方式都以H2還原CO2為主,另外,消耗的CO2也有可能用于產乙酸過程[27]。

3.2 原位地下部溫室氣體濃度變化與泥炭分解的關系

利用C/N可以衡量泥炭土中有機質的分解程度,C/N比值越大,表明泥炭土的分解程度低,通常情況下,泥炭土壤的C/N介乎于40—100,并且當C/N大于50時表明有機質分解程度較低[1, 22, 24, 36]。本研究中,BBM和SBM的C/N的比值基本上都大于50,并且BBM在深度為100—270 cm處、SBM在70—100 cm處,C/N大于100,說明在該深度區域的分解程度十分低,儲存著大量有機碳。SBM和BBM都是約200 cm以下C/N較小,腐殖化指數較大,表明深層處有機質分解程度較高。歐洲泥炭土平均沉積速率約為2 mm/yr[37],如此計算,200 cm以下的泥炭土層可以代表一千年以前的情況。根據IPCC[38]報告可知,在公元800—1100年北半球的氣溫比1100年后的略高,而溫度較高有利于加速有機質分解,所以兩個采樣點深層處的腐殖化指數較高。

有機質分解過程伴隨著同位素分餾的發生,分解過程中12C會優先富集在產物,如CO2、CH4中,并排放到大氣中去,而13C則富集在分解后殘余的有機質中,因此δ13C偏負值時說明有機質分解程度高,而偏正值時說明分解程度低。BBM和SBM的δ13C在淺層處較大,主要是由于德國的降水有季節性差異[33],地下水位波動過程中有氧氣的輸入,可以促進有機質分解,導致淺層處δ13C更偏負值。此外,也與采樣時間處于夏季,夏季土壤溫度隨深度變化比較大,淺層土壤溫度對氣溫的響應較強,因而地表溫度比較高,有利于有機質的分解有關[39]。

氮同位素可以研究土壤有機質的來源和分布[40],本研究中兩個采樣點的δ15N都是隨深度趨于正值,研究結果與前期研究結果吻合[22, 41]。不同植物的穩定氮同位素比率存在差異,進而會導致不同地區泥炭土壤中的δ15N的值不同[22, 24],雖然本研究中SBM的δ15N比BBM中的稍大,但是兩個采樣點的覆蓋植被類型均為泥炭蘚和灌木叢,因而可以排除植被類型的影響導致兩地δ15N存在差異。另外,溫度和降水也可以影響δ15N的變化,但是影響規律是如何,至今還沒有明確的定論,需進一步實驗驗證[42]。

DOC的濃度受多種因素的影響,例如溫度、水位、pH、植被類型、泥炭地演替階段等[43-44],本研究發現SBM和BBM中DOC濃度比其他學者的研究結果低[24],是因為研究地區地處中高緯度地區,溫度較低,凋落物的分解速度較慢,另外,2個采樣點覆蓋的植被類型均為灌木叢和苔蘚,屬于森林演替過程中的早期階段,凋落物分解釋放DOC的速率較低。另外,前期研究表明,產甲烷的最適pH值為5—6[45],甲烷氧化的最適pH值為5—8[46],而本研究中2個采樣點的泥炭土pH值都較低,基本都為4.3左右,因此該土壤環境并不十分利于產甲烷及甲烷氧化的發生,同時pH值低也會限制微生物活性及有效底物活性,從而限制有機質分解放出二氧化碳[47]。

總的來說,C/N、碳氮同位素和FTIR方法都表明,本研究中天然條件下原位泥炭土的有機質整體分解程度較低,但是在淺層和底層分解程度相對較高。淺層分解程度高是因為降水造成的地下水位波動,有氧氣輸入,促進有機質的分解；而底層泥炭土的深度在 200 cm 以上,對應的是沉積了1000多年的泥炭土,對應歷史時期的氣溫略高,高溫可以促進有機質的分解,表明該地儲存著大量的有機碳,是重要的碳庫,隨著氣候變化,該地有可能成為一個重要的碳源。另外,DOC濃度和pH值是影響有機質分解的關鍵因子,BBM和SBM兩個采樣點的低DOC濃度和低pH值均限制了有機質的分解。

4 結論

(1)BBM采樣點地下部CO2濃度變化總體呈隨深度減少趨勢,SBM的CO2濃度變化隨深度先增后減；BBM和SBM地下部CH4濃度均隨深度增加,并且在60cm以下快速增加,CO2和CH4的濃度變化規律與前期研究結果具有可比性。摸清地下部溫室氣體濃度變化規律對準確核算地表溫室氣體排放通量具有重要意義。

(2)兩個采樣點δ13CCH4的值均較小,表明大部分的12CH4仍被儲存在泥炭土壤中,被氧化或排放到大氣中的量較少。BBM和SBM的δ13CCO2和分餾系數αc都隨深度增加,BBM和SBM分別在20 cm和40 cm以下有αc>1.055,表明產甲烷方式在該深度以上為乙酸產甲烷為主,該深度以下為H2還原CO2為主,深層消耗的12CO2有一部分用于產甲烷過程。

(3)碳氮比、碳氮同位素比值、傅里葉紅外光譜法都表明,BBM和SBM兩個采樣點的有機質分解程度較低,是因為低DOC濃度和低pH值不利于有機質的分解,由此2個采樣點儲存大量有機碳。