泥炭地是地表长期过湿或有薄层积水，其上生长着喜湿或沼泽植物并有泥炭积累的自然综合体^[1]，是一种重要而又较为脆弱的陆地生态系统。由于其独特的形成原因和物理化学性质，泥炭地对气候变化响应明显，蕴含着极丰富的环境变化信息。利用泥炭地为载体研究过去气候变化，不仅可以揭示泥炭沼泽自身的发育和演化规律，还可以重建区域气候变化历史，为预测和应对未来气候和环境变化提供科学支撑^[2]。

泥炭地碳循环是全球碳循环的重要组成部分，泥炭地有机碳沉积速率是指单位时间内泥炭地中积累的有机碳的质量，是研究全球碳库变化及碳循环过程的重要参数，近现代有机碳累积速率(RERCA)能更直接地反映百余年来的碳沉积状况。泥炭地碳积累受气候水文条件、地理位置、发育历史、泥炭地类型以及地表扰动等多种因素的影响，但沉积较稳定的泥炭地，温度和湿度是影响碳积累的重要因素。全球范围内的碳积累历史及影响机制研究已经相当丰富，尤其是北方泥炭地^[3-10]。中国的泥炭地主要集中于东北山地丘陵和若尔盖高原，关于泥炭地的有机碳沉积速率、碳储量、碳积累的影响因素等已经做了大量的研究工作，东北泥炭地的研究已经相对成熟^[11-17]，若尔盖高原泥炭地的研究也取得了一些进展^[18-23]。目前人类活动增强导致的气候变化对泥炭地发育过程和碳积累的影响受到越来越多的关注，而且不同泥炭地的碳积累情况有很大差异，分析泥炭地近现代的碳积累变化，不仅可以帮助我们进一步了解泥炭地对人类发展及气候变化的响应，也为如何保护和更好地开发利用泥炭地提供科学依据。

本研究选取全国最大的高原泥炭沼泽分布区若尔盖泥炭地为研究对象，在利用²¹⁰Pb放射性测年技术建立的高精度年代框架基础上，通过干容重、有机碳含量等基本理化性质的分析，得到花湖泥炭剖面沉积历史和碳积累数据，结合前人气候重建的结果探讨泥炭地近现代碳积累与气候变化的关系。本研究主要目标是重建花湖泥炭地近现代泥炭沉积和碳积累历史，利用该区域不同精度实测和模拟气候数据探讨花湖泥炭地碳机制，并为若尔盖泥炭地近现代碳储量的评估提供支持。

1 材料与方法 1.1 研究区域与样地概况

若尔盖高原(约32°10′N~34°10′N，101°45′E~103°55′E)位于四川省西北部，行政区划上包括四川省阿坝藏族羌族自治州的阿坝县、红原县、若尔盖县和甘肃省的玛曲县、碌曲县，是青藏高原东北部第四纪强烈隆起中一个相对沉降区，分为高平原和丘状高原^[24-25]。区域内流经黄河上游两大支流——黑河及白河，地貌类型主要为低山、丘陵、河谷与阶地，海拔3 000~4 000 m。该区气候为高原亚寒带半湿润大陆性季风气候，年平均气温-0.7~1.1 ℃，年降水量650~750 mm。植被以沼泽草甸和亚高山草甸为主，兼有针叶林植被。土壤以沼泽土和亚高山草甸土为主^[26]。冷湿气候条件下有机残体不易分解，沼泽泥炭发育良好，泥炭贮量丰富，是中国最大的泥炭资源分布区，也是青藏高原泥炭沼泽发育最典型的地区^[27-30]。

热尔大坝泥炭地是若尔盖高原上仅有的湖沼平原泥炭地，面积444.97 km²，泥炭层平均厚度1.50 m，泥炭储量667.46×10⁶ m^3[27]。花湖(图 1)是热尔大坝草原上的一个天然海子，位于四川若尔盖和甘肃郎木寺之间，若尔盖湿地国家级自然保护区境内。海拔高度约3 430 m，草地植被盖度95%，土壤以高原沼泽土为主，主要植被优势种包括：木里苔草(Carex muliensis)、藏嵩草(Kobresia tibetica)、两栖蓼(Polygonum amphibium)、鹅绒委陵菜(Potentilla anserina)、垂穗披碱草(Elymus nutans)、早熟禾(Poa annua)等。

1.2 样品采集与处理

2014年7月，在若尔盖高原东北部花湖附近无扰动的新鲜泥炭地人工挖取50 cm×50 cm×50 cm的土壤剖面，采样点坐标：33°55′08″N，102°52′ 08″E，海拔3 434 m。采样剖面为棕色至棕褐色连续沉积的泥炭层，含大量未分解的植物残体。现场用不锈钢刀片自上而下对泥炭剖面每1 cm分层切割取样，表层至底层0~50 cm共取样50个，每个样品采样量鲜重1 kg左右，随后装入标号的自封袋内带回实验室于超低温冰箱冷冻(-80 ℃)保存备测。

剖面厚度50 cm，由草皮层、腐殖质层和3层泥炭层组成，自上而下可以划分为：

1) 草皮层：植被覆盖度约80%，草根密集，含绿色植物体，有残留淤泥，0~4 cm。

2) 腐殖质层：现代植物根系密集，暗棕色壤质土，结构粒状、疏松，根系较多，4~14 cm。

3) 泥炭层：暗棕色，壤黏土到黏土，粒状或块状，含较多毛细根，14~21 cm；黑棕色粉砂质黏土，稍紧实，根系较少，21~30 cm；棕褐色黏土，基本无根系，未见底，30~50 cm。

1.3 土壤基本理化性质

土壤干容重是指一定容积的土壤(包括土粒及粒间的孔隙)烘干后的重量与同容积水重的比值，其单位为g·cm^-3。用高1 cm体积为28.33 cm³的铝盒，装满刚带回实验室的新鲜泥炭样品放入已知质量的坩埚(m₀)中，称质量(m₁)后105 ℃烘干12 h，取出冷却至室温再称质量(m₂)，然后计算得出干容重：ρ=(m₂-m₀)/V^[31]。质量含水量也可以求出：w_water=(m₁-m₂)/(m₂-m₀)。

有机碳(TOC)的测定采用Elementar vario MACRO cube元素分析仪固体进样装置测定。预先对样品进行酸化处理：取风干后研磨过200目筛的样品1 g左右，加入5%的盐酸至碳酸盐完全反应，静置24 h；然后用纯净水清洗多次直至中性；低温烘干并将样品再次研磨粉碎后称重上机测试。

1.4 泥炭剖面年代序列

利用放射性元素²¹⁰Pb核衰变规律测定地质体年龄，建立沉积物剖面年代框架。²¹⁰Pb广泛存在于自然环境中，半衰期为22.3 a，自1963年²¹⁰Pb测年技术^[32-33]首次使用以来，因其在人类活动的短时间尺度，特别是近现代百年时标上的准确性和可实现性，在湖泊和沼泽泥炭的沉积物定年和沉积速率研究中已被广泛使用^[34-42]。通过测定沉积物柱芯中不同层节样品的²¹⁰Pb的放射性比度, 可以得出沉积物沉积速率或某一层的沉积年龄。

花湖是一个内陆封闭型海子，花湖泥炭地养分补给主要来源于降水，沉积物中的²¹⁰Pb主要来自于大气沉降，吸附于颗粒物沉降到泥炭地表面，并随泥炭地发育逐层沉积于泥炭剖面。通常认为某一地点百年时间尺度内²¹⁰Pb放射性通量保持恒定, 这是²¹⁰Pb计年方法的基本前提^{[34, 43]}。沉积物中总²¹⁰Pb比活度(²¹⁰Pb_tot)由两部分组成:沉积物自身的天然铀系产物²²⁶Ra的衰变子体(²¹⁰Pb_sup)和大气沉降的²²²Rn衰变子体(²¹⁰Pb_ex)。因此，沉积物样品的²¹⁰Pb_ex比活度为²¹⁰Pb_tot和²²⁶Ra比活度的差值。²¹⁰Pb计年的两种常用计年模式：恒定补给速率模式(CRS模式)也称恒定初始放射性通量模式，是基于大气沉降的²¹⁰Pb_ex输入通量不变, 沉积物沉积速率可能随时间变化的条件下计算沉积物的平均沉积速率^{[37, 44]}；常量初始浓度模式(CIC模式)是基于²¹⁰ Pb_ex输入通量与沉积物堆积速率之比，即表层沉积物中²¹⁰Pb_ex的比活度恒定条件下的年代计算方法^{[37, 45]}。因此，本研究最理想的计年模式为CRS模式。该研究中测得²¹⁰Pb_ex的比活度在表层至30 cm呈指数衰减，30 cm以下层位趋于稳定值，因此我们将30 cm视为²¹⁰Pb_ex测年的下限。计算公式^[13]如下

$t = {\lambda ^{ - 1}}\ln \frac{{A{\rm{ }}\left( 0 \right)}}{{A{\rm{ }}\left( h \right)}}{\rm{ }},$

(1)

式中：t为沉积年龄，单位a；A(0) 为沉积物柱芯中²¹⁰Pb_ex的总累计输入量，单位为Bq·cm^-2；A (h)为在一定深度h以下各层沉积物中²¹⁰Pb_ex的累计总量，单位为Bq·cm^-2；λ为²¹⁰ Pb的放射性衰变常数，λ=0.031 a^-1。

厚度沉积速率

$\nu = \delta /t,$

(2)

式中：ν为厚度沉积速率，单位cm·a^-1；δ为深度，单位cm。

沉积通量

$S = Z/t,$

(3)

式中：S为沉积通量，单位g·cm^-2·a^-1；Z为质量深度，单位g·cm^-2，即某一深度Z以上沉积物的累计质量，用它可以校正沉积物的孔隙度变化，提高计年结果的精确性，相比于深度更加符合实际沉积过程；t为沉积年龄，单位a。

称取5 g左右过100目筛风干样品送样至中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室，采用美国Ortec公司生产的由高纯锗井型探测器(Ortec HPGeGWL)与Ortec 919型谱控制器组成的γ谱分析系统测定²¹⁰Pb_tot和²²⁶Ra比活度。²¹⁰Pb和¹³⁷Cs的放射性比活度通过46.5 keV和662 keV处的γ射线谱峰面积求得，²²⁶Ra放射性比活度通过分析352 keV处γ射线能谱得到。¹³⁷Cs和²²⁶Ra标准样品由中国原子能科学研究院提供，²¹⁰Pb标准样品由英国利物浦大学做比对标准，测试误差小于10%，测量时间为12 h左右。

1.5 近现代碳累积速率

近现代碳累积速率RERCA^[46-47]可通过下式求得：

${\rm{RERCA}} = 10{\rm{ }}000{\rm{ }}\nu \rho c,$

(4)

式中：RERCA为碳沉积速率，单位g·m^-2·a^-1；10 000为单位换算常数；ν为泥炭厚度沉积速率，单位cm·a^-1；ρ为泥炭干容重，单位g·cm^-3；c为有机碳含量，单位%。

1.6 数据处理与分析

本研究基于一个采样点，与采用²¹⁰Pb定年方法进行单点泥炭和湖泊沉积速率的其他研究采取类似的研究方法，主要进行趋势分析和差异性比较。对剖面30个层位进行分析，每个层位的指标测量采取3个重复，利用STATGRAPHICS求取平均值和标准差，Excel进行²¹⁰Pb定年CRS模式和近现代有机碳沉积速率RERCA公式的计算，利用Orign8.5软件制作各指标随深度、年代变化趋势图并进行线性拟合，年平均降温和降水的数据获取利用Get Data和ArcGIS软件。

2 结果与分析 2.1 泥炭样品质量含水量、干容重、有机碳含量

花湖泥炭地泥炭土质量含水量、干容重、有机碳含量变化见图 2。土壤质量含水量平均为112.17%，属于过饱和状态，这是由于采样地属于季节性沼泽积水区，土壤水分含量整体上偏高。0~7 cm层的含水量比7~19 cm层相对较低，主要是因为该层植物根系较多，有机质分解不完全，土壤成分少，持水能力低；此外，强太阳辐射下大气蒸发和植物的蒸腾作用也可能有一定的影响，19~30 cm层的含水量明显下降，可能是由于该层沉积物比重增大，土壤较紧实，水分含量较表层低。

土壤容重是评价土壤孔隙性与结构性能的重要指标，土壤容重的大小与土壤质地、腐殖质含量、土壤结构和松紧状况等有关。该泥炭剖面泥炭平均容重为0.28 g·cm^-3，随着土层加深，土壤容重呈现出增大的趋势。表层容重较小的原因可能与该层存在大量分解或半分解的腐殖质有关。

花湖泥炭剖面的有机碳含量随着深度增加逐渐减小，该泥炭剖面有机碳含量为54.44~142.78 mg·g^-1，加权平均值为82.41 mg·g^-1。在深度23 cm以下含量较低，23 cm至表层含量较高，但波动明显。

2.2 泥炭剖面年代序列及沉积速率、沉积通量

测得每一层节²¹⁰Pb_ex比活度由表层321.07 Bq·kg^-1至剖面底层32.95 Bq·kg^-1随深度增加而波动，大致呈指数衰减，在30 cm (²¹⁰Pb_ex比活度为30.86 Bq·kg^-1)以下趋于恒定，即30 cm处²¹⁰Pb衰变达到平衡，视30 cm为定年深度下限，故本研究中30 cm以下剖面数据未采用。由CRS模式得出沉积物任一层节的沉积年龄、沉积通量(表 1)。

根据²¹⁰Pb_ex测定的深度下限30 cm推算出的年代是1824年，得出花湖泥炭剖面1824—2011年的平均厚度沉积速率为0.16 cm·a^-1，加权平均沉积通量为0.082 g·cm^-2·a^-1。

由图 3可以看出在过去一百多年间花湖泥炭剖面沉积速率发生了较大变化，总体变化趋势是随深度的加深，整体上先增大后减小。随时间变化情况是，1824—1982年先逐渐增加，然后在最近30年里逐渐减小。可分为4个阶段。30~24 cm对应沉积年代1824—1943年，泥炭沉积速率比较小，增长减缓，该层节平均沉积速率0.05 cm·a^-1；24~14 cm对应沉积年代1943—1982年，泥炭沉积速率呈较快增长，该层节平均沉积速率0.27 cm·a^-1；14~3 cm对应沉积年代1982—2007年，泥炭沉积速率在最近一百多年间最大，在0.44 cm·a^-1附近上下波动，且呈减小的趋势；3~0 cm表层对应沉积年代2007—2011年，沉积速率显著减小。

2.3 碳积累速率

泥炭地碳积累速率受泥炭地气候水文条件、地理位置、泥炭地发育历史、泥炭地类型以及地表扰动等多种因素的影响。花湖泥炭剖面RERCA平均值为86.12 g·m^-2·a^-1。随深度和年代变化情况如图 4，与其他地区的研究对比情况如表 2所示。

泥炭剖面表层近现代碳累积速率高于底层近现代碳累积速率，与有机碳含量的时空变化一致。总体变化趋势是从大约1824—1953年逐渐增加，然后在最近的几十年里变化起伏较大，有几个明显的积累高峰。RERCA这种随时间逐渐増加的变化特征与泥炭有机碳含量的变化趋势基本上是一致的。在最近几十年间，RERCA增加的趋势表现得更加明显，表明花湖泥炭地仍处于泥炭发育阶段，具有较大的固碳能力。

2.4 碳累积对气候的响应

如图 5所示，由于气象台站及研究方法的限制，这3组气候数据时间尺度并不相同，但是通过对比观察可以发现，在相对应的年代跨度下气温降水具有基本一致的变化情况。因此可以综合说明碳累积对气候的响应。

1860—1930年，气温变化不明显，该段时间内碳累积有缓慢增长；1930—1960年，气温有所降低但降水增加，碳累积增加明显；最近60年来气温有所升高，降水在1980年前后出现一个峰值，与此同时，碳累积速率也达到最高值，随后有所下降。

3 讨论

本研究通过²¹⁰Pb测年技术的恒定补给速率CRS模式建立30 cm深的花湖泥炭剖面年代序列(1824—2011年)。该剖面泥炭土与若尔盖高原尕海^[51]湿地浅层泥炭剖面泥炭土的基本性质相近。土壤含水量112.17%，说明蓄水能力较强；干容重0.28 g·cm^-3与有机碳含量83.09 mg·g^-1均低于Wang等^[48]得出的花湖泥炭地土壤容重0.48 g·cm^-3，有机碳含量160 mg·g^-1，说明该采样点的泥炭地结构较疏松，有机质含量低，可能与上覆植被有关，且该泥炭剖面处于季节性积水的沼泽湿地，土壤由大量未分解或半分解的草根和腐殖质组成，因此其容重较小，土壤结构比较疏松。通过对比，发现不同类型的泥炭地有不同的理化性质，即使位于同一泥炭地分布区，采样点不同，泥炭地的植被，水分情况，受人类活动的影响程度不同，其理化性质也会存在较大差异。但是容重和有机碳含量随剖面深度的变化情况与其他研究结果基本一致，反映了泥炭沉积的普遍规律。

本研究中泥炭沉积速率0.16 cm·a^-1与Wang等^[48]在花湖附近根据¹³⁷Cs数据推算出的1963年以来泥炭沉积速率，Gao等^[18]在若尔盖同样根据²¹⁰Pb CRS模式建立的近72年来泥炭剖面的沉积速率，周浩达等^[49]在红原采用²¹⁰Pb稳定初始放射性通量CIC模式建立的泥炭柱1851—2006年的平均泥炭沉积速率均相同，为若尔盖地区近代泥炭沉积速率平均水平，说明若尔盖高原泥炭地近现代泥炭沉积速率具有一致性，也说明了该研究中花湖泥炭基于²¹⁰Pb测年方法CRS模式构建的年代框架是可靠的。该速率远远大于Chen等^[19]得出的若尔盖高原泥炭地1 635~14 095 BP的沉积速率0.12~0.85 mm·a^-1，沉积速率随深度的变化趋势表明，一般新近发育的泥炭地的沉积速率要大于发育历史久远的泥炭地^[52]。但是近几十年，泥炭沼泽在缩小，沼泽植被向草甸转化，泥炭形成和堆积开始减慢。与东北泥炭地的对比可以看出，若尔盖高原泥炭沉积速率与三江平原湿地THF泥炭剖面相同，小于鲍鲲山^[11]采用CRS模式建立的百年时间尺度年代框架下大兴安岭摩天岭和长白山地泥炭沉积速率，分别为0.56~0.68和0.21~1.81 cm·a^-1，也小于加拿大东部^[50]近150年来泥炭沉积速率0.33 cm·a^-1。这说明若尔盖高原的近代泥炭地发育和堆积弱于东北泥炭地。

泥炭中的有机碳来源于泥炭中动植物残体，微生物及其分解和合成的各种有机物质，其中，植物残体对有机碳的贡献最大，有机碳含量是指有机碳在泥炭干质量中的百分比。该泥炭剖面表层有机碳含量高于下层有机碳含量，这与鲍鲲山^[11]对东北泥炭地和Gao等^[18]在若尔盖泥炭地的研究结果一致。原因可能是剖面上部有大量植物根系的存在，这些根系的死亡和分解为土壤提供了丰富的碳源，上部土层较下部土层的生物归还量大，因此土壤有机碳的积累量也相应较大^[53]。

该研究得出的有机碳积累速率86.12 g·m^-2·a^-1小于Wang等^[48]在花湖泥炭地研究中得出的123 g·m^-2·a^-1，可能原因是该泥炭剖面有机碳含量低，而泥炭沉积速率相同，因此，造成该研究点碳累积速率小。同时，我们发现，若尔盖地区近200年的碳累积速率低于最近几十年的碳累积速率。此外，通过若尔盖高原泥炭地和东北泥炭地的沉积速率和有机碳沉积速率对比发现，相同的气候条件下，泥炭和有机碳的沉积具有一致性；若尔盖高原的近现代泥炭沉积速率和碳累积速率都小于东北泥炭地，而全新世若尔盖高原平均碳累积速率20.4 g·m^-2·a^-1高于东北泥炭地14.7 g·m^-2·a^-1，表明若尔盖高原泥炭地的固碳能力在最近200年间较全新世时期显著增强，但是东北泥炭地发育更加旺盛。

该泥炭地对气候变化的响应主要体现在降水的增加提高了碳累积速率，较高的降水量对应RERCA的峰值。根据1957—2008年气象站的实测数据，近几十年气温虽有升高趋势，每10年升温0.22 ℃左右，而该时间段对应的RERCA却是显著降低，且波动很大。从而说明丰富的降水促进有机碳的累积，而持续的高温不利于泥炭的发育和碳累积，这与Delarue等^[54]得出的结论类似。此外，泥炭地有机碳的累积速率不仅与水热条件有关，而且受其他众多综合因素的影响，比如地下水位、放牧活动、植被组成、人工开渠排干等，因此还需要进一步探究其原因。