2018, Vol.38
2 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, 江苏 南京 210008)
随着一系列生态环境问题的凸显及国际气候环境谈判中对碳源/汇评价的客观需要，碳循环已成为全球变化研究和宏观生态学的核心研究内容之一[1~5]。早期研究因为湖泊占地表总面积较小(仅占地球表面积的2 %)，其碳汇功能以及在区域碳循环中的作用常常被忽视，但近来越来越多的研究表明湖泊是一个不容忽视的碳汇[6~22]，在全球碳循环及全球变化研究中发挥着重要作用[21, 23~24]，因此在探讨全球碳循环和应对气候变化时，应充分考虑湖泊碳循环的贡献。
中国湖泊数量众多、类型多样，是一个潜在巨大的碳汇，特别是20世纪五、六十年代以来，随着人类活动导致湖泊水体氮、磷等营养盐大量增加，中国湖泊富营养化问题越来越突出，湖泊对大气碳汇的作用日益增强[25]。目前关于中国湖泊有机碳储量的研究愈来愈多，并取得了一定成果[26~34]，但由于缺乏相关的研究数据，以往的有机碳储量研究往往局限于一个湖泊或区域内的几个湖泊，较少考虑不同地形区及不同气候区的湖泊有机碳储量情况。此外，有关湖泊有机碳储量对区域碳循环贡献的研究也较为薄弱，特别是关于未来全球升温情景下湖泊固碳潜力将如何变化的研究尤为匮乏。
全新世大暖期作为距今最近的温暖时期，近年来取得了大量的研究成果[35~38]，其温度格局和未来全球增温2 ℃的阈值[39]相近，是未来变暖的可能相似型之一，其气候与环境特征可作为估量未来气候变暖的背景参考值。因此，研究大暖期中国湖泊有机碳储量，揭示该时期我国湖泊的有机碳累积速率、特点及其差异，可为预测未来气候变化和人类活动双重影响下我国湖泊碳循环与固碳潜力的变化趋势提供基础数据，同时为未来增温条件下如何调整我国湖泊的保护策略，以增加湖泊生态系统的碳储存和碳交易价值提供理论指导。
尽管如此，我国大暖期湖泊有机碳储量的研究仍相对较少。Wang等[29]曾综述了包括大暖期在内的中国湖泊全新世以来的有机碳储量，但文中并未考虑到大暖期中国湖泊面积和现代的差异性。本文在已有数据资料的基础上，综合集成大暖期我国不同区域湖泊有机碳累积速率及其古湖泊面积，并在此基础上估算大暖期中国湖泊有机碳储量；通过与大暖期土壤和植被有机碳储量的对比，简要评估湖泊在区域碳循环中的作用，以期为未来升温情景下中国湖泊固碳潜力变化提供一定的数据基础和科学参考。
1 数据与方法 1.1 湖泊有机碳数据关于大暖期的研究时段为5.5~6.5 ka B.P. (对应日历年为6.3~7.4 cal. ka B.P.)，即全新世暖期的鼎盛阶段[40]。从已发表文献中收集所有含大暖期湖泊年代数据和有机碳(TOC，%)数据的共计65个湖泊的资料[41]。在资料收集和整理中主要遵循以下两条原则：1)能获得研究范围内的湖泊沉积记录，且具有较为可靠的年代-深度模式；2)能获得湖泊大暖期时的TOC数据。对于没有直接给出TOC含量而仅能获得有机质含量(OM)或550 ℃烧失量(LOI)数据的湖泊，我们利用Dean[42~43]给出的关系式来估算湖泊沉积物中的TOC含量，公式如下：
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文中所用到的现代湖泊面积数据主要来自马荣华等[44]基于CBERS CCD和Landsat TM/ETM卫星图像研究得出的最新的全国1 km2以上湖泊数量和面积结果。现代及大暖期湖泊水位及气象数据如湖区年均温度、年均降水量、年均蒸发量等主要来自于国内外主要学术刊物上现已公开发表的文献、湖泊志、地方志、统计年鉴及历史记载等，同时现代湖泊气象数据还引用了部分水文监测站点的原始资料、国家水利年鉴资料及“中国气象数据网”(http://data.cma.cn/)的部分资料(参考文献略)，并对不同来源的数据资料进行比对，以确保资料的准确性及完整性。
1.3 有机碳累积速率的计算方法为具体分析中国不同区域湖泊有机碳累积速率的变化，本文参考马荣华等[44]对中国湖泊的分区方法，将研究区分成蒙新湖区、青藏高原湖区、东部平原湖区、东北山地与平原湖区及云贵高原湖区5个湖区，分别计算大暖期单个湖泊及5大湖区湖泊有机碳累积速率。
湖泊沉积物有机碳累积速率(organic carbon accumulation rate，简称OCAR，单位g/(m2 ·a))的计算基于以下两种形式：1)基于沉积物TOC含量和沉积物质量累积速率(sediment accumulation rates，简称SARs，单位g/(m2 ·a))相乘得到；2)基于线性沉积速率(sediment rate，单位cm/a)、孔隙度(porosity，简称ϕ)、沉积物干密度(dry sediment density，简称ρ，单位g/cm3)和TOC含量相乘得到[7, 27, 45]。主要计算公式如下所示：
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其中，孔隙度(ϕ)及沉积物干密度(ρ)可由以下方法计算获得[40]：
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其中，ρwater为水的密度(1 g/cm3)，WC为沉积物含水量(water content of the sediment，%)。由于先前对大暖期湖泊沉积物含水量的研究较少，因此，文中采用各个湖区含有大暖期含水量的湖泊点的数据近似代替该湖区其他湖泊大暖期的含水量[46~48]。单个湖泊的有机碳储量基于该湖泊的有机碳累积速率、湖泊面积和沉积年代获得。
每个湖区的平均有机碳累积速率按照该湖区湖泊面积大小分类，采用面积加权平均的方法获得，并利用每一湖区平均有机碳累积速率和湖泊总面积估算该湖区湖泊的有机碳储量。各湖区平均有机碳累计速率计算方法为：
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其中Xi为单个湖泊面积，Yi为单个湖泊有机碳累积速率。
1.4 大暖期中国古湖泊面积估算方法重建全新世大暖期古湖泊面积是估算大暖期湖泊有机碳储量的重要前提。迄今为止，大暖期古湖泊面积的重建方法尚未见报道。本研究拟根据大暖期古湖泊面积和古湖泊水位、古湖泊(流域)参数之间的关系，结合现代湖泊环境演变，尝试反演大暖期中国古湖泊面积，并通过与已有大暖期古湖泊面积数据的对比分析，验证反演出的结果的可靠性，通过对参数的校正和率定，最终得到较为可靠的面积结果。考虑到中国东部、西部及西南部湖泊特征差异，文中分别采用不同方法对这些地区古湖泊面积进行重建。
1.4.1 中国西部古湖泊面积重建方法我国西部湖泊主要是指蒙新湖区及青藏高原湖区的湖泊，该地区多为封闭性内流湖泊。对于封闭湖泊而言，降水往往是控制湖泊水量平衡变化最主要的气候参数，而温度、云量以及蒸发的影响则相对较弱[49~50]，尤其是在受人类活动影响极其微弱的大暖期，这种作用更加明显。因此，对于西部湖泊来说，可根据现已有的古湖泊面积及古降水记录资料，探寻大暖期古湖泊面积和古降水之间的关系，进而根据该关系初步估算这两大湖区湖泊大暖期相应降水下所对应的古湖泊面积。中国晚第四纪古湖泊数据库(第二版)[41]中收集整理了部分湖泊大暖期古湖泊面积及降水数据，为利用该方法重建我国西部所有湖泊古湖泊面积提供了便利；同时，大暖期西部所有湖泊古降水量的定量恢复[51~52]，也为该地区古湖泊面积重建创造了条件。关于大暖期这两大湖区古湖泊面积重建的更详细方法可参考相关文献[53]。
1.4.2 中国东部古湖泊面积重建方法我国东部湖泊主要是指东部平原湖区和东北山地与平原湖区两大湖区的湖泊。这两大湖区多为淡水湖，湖底平坦，湖水较浅。先前对我国东部湖泊水量变化的研究表明，现代湖泊长时间序列(50年)的水量变化趋势主要受气候因素控制[54]，因此通过研究湖泊50年来水位(面积)变化与降水、温度等之间的关系，并将之延伸到大暖期，即可大致估算和现代降水及温度情景相似时的大暖期古湖泊水位(面积)。具有一定区域代表性、长时段较完整水位或面积记录(1950~2000年)的东部典型湖泊点水文及气象数据，以及大暖期东部湖泊气象参数(古温度、降水量及蒸发量等)的可获取性1)，为运用该方法恢复大暖期我国东部古湖泊面积创造了可能。
1) 数据由中国科学院地质与地球物理研究所吴海斌研究员提供
1.4.3 中国西南地区古湖泊面积重建方法对位于我国西南地区的云贵高原湖区而言，该地区湖泊一般具有水深岸陡的形态特征，且多为吞吐型淡水湖，加之该地区人类活动影响相对有限，因此大暖期和现代湖泊面积差距可能相对较小。在此，本文采用该湖区现代湖泊面积近似替代大暖期的古湖泊面积。
2 结果与讨论 2.1 大暖期中国湖泊沉积物有机碳累积速率基于收集到的65个湖泊点(图 1)的沉积资料，根据其大暖期湖泊沉积速率及有机碳含量计算出了这些湖泊的有机碳累积速率(图 2)，进而得到大暖期我国五大湖区湖泊的平均有机碳累积速率(表 1)。
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图 1 大暖期中国湖泊有机碳储量研究的湖泊分布 Fig. 1 Distribution of lakes for carbon storage of the Holocene Megathermal in China |
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图 2 大暖期湖泊有机碳储量研究中65个湖泊点的有机碳累积速率 Fig. 2 The Holocene Megathermal carbon accumulation rates of the 65 lakes |
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表 1 我国五大湖区湖泊大暖期平均有机碳累积速率* Table 1 Carbon accumulation rates of the Holocene Megathermal lakes in China |
计算结果表明，选取的65个湖泊点大暖期有机碳累积速率变化较大，最高的天才湖有机碳累积速率达350.2 g/(m2 ·a)，最低的兴凯湖仅为0.6 g/(m2 ·a)。从湖泊分区的角度来看，大暖期蒙新湖区湖泊的平均有机碳累积速率最高，为31.4 g/(m2 ·a)，变化范围约为4.6~174.3 g/(m2 · a)；其次为东部平原湖区和东北山地与平原湖区，平均为24.8 g/(m2 ·a)(变化范围分别约为9.1~93.8 g/(m2 ·a)和0.6~42.1 g/(m2 ·a))。云贵高原湖区平均有机碳累积速率约为19.9 g/(m2 ·a)，变化范围约为6.6~350.2 g/(m2 ·a)；青藏高原湖区湖泊平均有机碳累积速率最低，仅为15.9 g/(m2 ·a)，变化范围约为1.0~56.9 g/(m2 ·a)。同时，这些湖泊有机碳累积速率的对比还显示出另一特征，即整体上东部地区湖泊有机碳累积速率较西部湖泊高，与我国水热状况从由东向西逐步递减的趋势一致。
先前研究表明，较小的湖泊面积、较大的湖水深度及较高的温度和降水量往往有利于湖泊沉积物有机碳累积[14, 16, 26, 29]。云贵高原及青藏高原湖区多深水湖，尽管湖水较深有利于有机碳的保存，但受较低的湖泊初级生产力及较少的外源有机碳输入的限制，有机碳累积速率相对较低。对于中国东部地区湖泊及蒙新地区湖泊而言，尽管前者湖泊初级生产力相对较高，但由于东部地区多浅水湖泊，受风浪扰动导致湖泊有机碳矿化较快，因此相应的有机碳埋藏效率较低，这可能是导致东部地区湖泊有机碳累积速率相对蒙新湖区较低的最主要原因。此外，本次研究中所选的多数东部地区湖泊面积较大，考虑到湖泊有机碳累积速率通常与湖泊面积呈负相关关系[16]，因此这可能也是导致大暖期中国东部地区湖泊平均有机碳累积速率偏低的一个原因。
大暖期我国湖泊有机碳累积速率与国外湖泊长时间尺度碳累积速率之间存在一定差异。比如，Molot和Dillon[18]研究表明北部boreal地区5000年来的湖泊有机碳累积速率约为19 g/(m2 ·a)，Campbell等[9]估计加拿大Alberta地区湖泊全新世以来的平均有机碳累积速率为15 g/(m2 ·a)，Ferland等[14]对加拿大Northern Québec地区湖泊有机碳储量的研究表明该地区湖泊全新世以来的有机碳累积速率约为3.8 g/(m2 ·a)，Kortelainen等[17]基于芬兰122个湖泊数据得出芬兰湖泊全新世以来的有机碳累积速率为1.8 g/(m2 ·a)，Anderson等[8]给出的近4500年以来格陵兰西南部湖泊的有机碳累积速率约为6 g/(m2 ·a)。与国外研究结果相比，我们的结果(5大湖区平均有机碳累积速率变化范围约为15.9~31.4 g/(m2 ·a)，见表 1)要相对偏高，一方面，这可能和我国大部分地区气候温暖，植物生长季节较长，有机质来源丰富有关[16, 27]；另一方面，这可能和我们的研究时间尺度仅限于大暖期有关，大暖期水热组合条件较好，导致湖泊有机质来源丰富，湖泊有机碳含量较高，因此总体上我国湖泊有机碳累积速率较国外长时间尺度(整个全新世或几千年以来)研究结果偏高。
国内关于长时间尺度湖泊有机碳储量的研究较少。Wang等[29]曾估算了全新世以来中国5大湖区湖泊的有机碳储量，得出12 ka B.P.以来蒙新湖区、青藏高原湖区、东部平原湖区、东北山地与平原湖区及云贵高原湖区湖泊的平均有机碳累积速率分别为5.67 g/(m2 ·a)、6.06 g/(m2 ·a)、11.22 g/(m2 ·a)、8 00 g/(m2 ·a)和7.65 g/(m2 ·a)。我们估算的5大湖区湖泊大暖期有机碳累积速率(相应的平均值分别约为31.4 g/(m2 ·a)、15.9 g/(m2 ·a)、24.8 g/(m2 ·a)、24.8 g/(m2 ·a)和19.9 g/(m2 ·a))较该研究结果相对偏高。一方面，这可能与研究时间尺度不同有关。本文估算的是全新世大暖期中国湖泊的有机碳累积速率，由于大暖期中国气候整体偏暖湿，导致该时期湖泊初级生产力和外源有机质输入均相对较高，湖泊有机碳累积速率也相对偏高；另一方面，这可能与不同研究所选湖泊点不同有关。中国湖泊数量众多，且不同湖泊有机碳储量差异较大，但受资料限制，能用于相关研究的湖泊数量相对较少，将这些有限的湖泊点估算结果推广到整个湖区的时候，势必会造成一定的差异。最后，这也可能与有机碳累积速率估算方法不同有关。Wang等[29]有机碳累计速率结果采用的是沉积物质量累积速率、干密度及有机碳含量计算得出，而我们文中估算结果除了考虑到上述3个参数外，还考虑了沉积物孔隙度的可能影响。但是这种估算方法的差异究竟会对最终结果产生多大影响，目前还不清楚，仍需今后进一步研究。另外，我们之前曾基于中国不同区域42个已发表的兼具6 ka B.P.和近现代时期有机碳数据的湖泊资料，初步估算了各湖泊全新世大暖期及近现代有机碳累积速率[34]，结果表明，由于大暖期气候温暖湿润，大量有机物质输入湖泊，以及湖泊较高的初级生产力，大多数湖泊大暖期的有机碳累积速率较近现代高。因此我们推测，在未来全球升温的情境下，湖泊沉积物中的有机碳累积速率可能会进一步增加，湖泊在区域碳循环中的作用可能会更加突出。
2.2 大暖期中国古湖泊面积的重建关于中国西部湖泊大暖期古湖泊面积的重建，我们已有专门文章作了详细阐释[53]，在此不再赘述。中国东部湖泊主要由东北湖群、华北湖群及长江中下游湖群组成，多为外流淡水湖，湖盆浅平，湖水较浅，河湖关系复杂。由于目前没有任何东部湖区大暖期古湖泊面积的相关资料，我们采用和大暖期湖区条件相似的现代湖泊记录进行近似替代。从东部地区三大湖群中选择华北湖群的白洋淀和南四湖，长江中下游湖群中的太湖、洪泽湖、洪湖、巢湖、固城湖、洞庭湖、鄱阳湖以及东北湖群中的兴凯湖和莫莫格湖群作为代表湖泊，根据近50年来湖泊的水位(面积)、径流量等水文资料及降水、温度等气象记载数据研究湖泊水位变化的主要影响因素，进而重建大暖期古湖泊面积。各湖泊的水文和气象资料及其来源见表 2。
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表 2 中国东部典型湖泊及相关气象台站资料情况 Table 2 Typical lakes and their related meteorological data in Eastern China |
根据上述数据资料，做出东部湖泊水位和降水、径流量及温度之间的相关关系，如表 3。
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表 3 东部湖区典型湖泊水位与湖泊参数相关性分析 Table 3 Single correlations between lake level and meteorological parameters of the typical lakes in Eastern China |
从表 3可以看出，湖泊水位和径流量以及湖区降水量之间存在着较好的关系，而与温度的相关性较弱。尽管径流量是流域气候和下垫面各种自然地理因素综合作用的产物，除受气候影响外，还受到下垫面因素如地貌、地质、植被等因素影响，但考虑到大暖期至今并无大的构造活动，因此我们假定大暖期东部湖区湖泊径流系数和现代相同，即可近似认为大暖期湖泊径流量主要受控于当时降水量的多寡。因此在得知大暖期东部湖泊降水量的情况下，结合湖泊近几十年来水位波动数据，找出大暖期和现代降水量大致相同的年份，则该年份的湖泊水位(面积)即可认为近似代表了大暖期时的古湖泊水位(面积)。根据该思路，我们得出东部地区11个典型湖泊大暖期的面积结果(表 4)。
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表 4 东部湖区典型湖泊现代及大暖期湖泊面积 Table 4 Typical lake areas in modern and Holocene Megathermal of Eastern China |
对已得出的东部湖区典型湖泊现代及大暖期湖泊面积研究分析，发现大暖期和现代湖泊面积之间存在较好的线性关系(图 3)，因此可根据该定量关系估算东部湖区其他湖泊大暖期的古湖泊面积。由于大暖期东部湖区湖泊面积的研究目前仍未见报道，给我们结果的对比验证带来困难，因此估算的结果精度究竟如何，有待进一步研究的检验。
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图 3 东部湖区典型湖泊大暖期和现代湖泊面积关系图 Fig. 3 The relationship between modern lake area and Holocene Megathermal lake area of the typical lakes in Eastern China |
最后结合已有的大暖期蒙新湖区、青藏高原湖区古湖泊面积[53]，得到大暖期中国1 km2以上的古湖泊面积(表 5)。
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表 5 大暖期中国1 km2以上湖泊面积汇总* Table 5 Total lake area(>1 km2)of Chinese lakes in the Holoecene Megathermal |
由表 5可知，大暖期我国1 km2以上湖泊总面积约为20.6×104 km2，约是现在湖泊面积的2.5倍，其中青藏高原湖区面积最大，为8.8×104 km2，其次为东部平原湖区(6.6×104 km2)和蒙新湖区(4.1×104 km2)，这三大湖区古湖泊面积占全部总面积的94.7 %，这种湖泊面积分布格局和现代相似。从湖泊面积变化来看，蒙新湖区和东部平原湖区大暖期古湖泊面积较现代变化较大，均约为现代的3倍，青藏高原湖区和东北山地与平原湖区大暖期湖泊面积均约为现代的2倍左右。
2.3 大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量的初步估算有机碳储量的估算是深入研究其空间分布及动态变化的前提，也是正确评价我国湖泊生态系统对区域/全球碳循环的贡献以及对全球变化反馈作用的数据基础[21, 26, 29]。根据各湖区湖泊大暖期平均有机碳累积速率，结合重建的古湖泊面积，得到全国五大湖区湖泊的有机碳储量(表 6)。
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表 6 大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量 Table 6 Lake carbon storage of the Holocene Megathermal in China |
由表 6可知，大暖期我国湖泊沉积物有机碳储量约为4.56 Pg C，变化范围约为0.90~19.08 Pg C(1 Pg=1015 g)。其中有机碳储量最高的是东部平原湖区，约为1.63 Pg C，变化范围约为0.60~6.19 Pg C；其次为青藏高原湖区和蒙新湖区，分别为1.40 Pg C(变化范围约为0.09~5.01 Pg C)和1.29 Pg C(变化范围约为0.19~7.15 Pg C)，这三大湖区有机碳储量约占全部有机碳储量的94.7 %。东北山地与平原湖区和云贵高原湖区有机碳储量较少，分别为0.22 Pg C(变化范围约为0.01~0.38 Pg C)和0.02 Pg C(变化范围约为0.01~0.35 Pg C)，不足全部有机碳储量的6 %。先前我们对近百年来中国湖泊有机碳储量的研究表明[83]，近百年来中国湖泊有机碳出量约为0.27 Pg(变化范围约为0.14~0.69 Pg)，且主要分布在东部平原湖区、蒙新湖区及青藏高原湖区(这三大湖区有机碳储量占总有机碳储量的90 %多)，东北山地与平原湖区和云贵高原湖区有机碳储量则相对较少(不足全部有机碳储量的10 %)[83]。大暖期中国湖泊有机碳储量的分布格局和近百年来湖泊有机碳储量分布格局类似。
根据大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量，结合前述重建的大暖期古湖泊面积，得到大暖期我国湖泊沉积物的平均有机碳累积速率约为22.3 g/(m2 ·a)，变化范围约为4.4~92.6 g/(m2 ·a)，与现代人类活动扰动下湖泊平均有机碳累积速率(22.0 g/(m2 · a))[83]相似，这也进一步表明在未来全球升温情境下，湖泊沉积物的有机碳累积速率可能会进一步增加，湖泊在区域/全球碳循环中可能会扮演更为重要的角色。
2.4 中国湖泊沉积物有机碳储量在区域碳循环中的作用我国陆地生态系统有机碳储量的研究较多[84~98]，而关于大暖期陆地有机碳储量的研究相对较少。Peng和Apps[99]曾运用OBM模型(Osnabrück biosphere model)模拟出了6 ka B.P.时期的植被情况，并根据同样方法估算出大暖期中国植被和土壤有机碳储量分别为70.6 Pg C和112.8 Pg C；遇蕾和任国玉[100]曾基于孢粉对植被的重建和植被及土壤现代碳密度资料，得出中国30°N以北地区6 ka B.P.时植被和土壤有机碳储量分别为27.23 Pg C和79.03 Pg C。本文对大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量的研究表明，大暖期中国湖泊有机碳储量约为4.56 Pg C，约占同时期中国植被和土壤有机碳储量的3 %，而面积约为陆地面积的2 %。进一步研究发现，中国30°N以北地区大暖期湖泊有机碳储量约为4.20 Pg C，约为30°N以北地区植被和土壤有机碳储量的3.9 %，而面积仅为该地区陆地面积的2.6 %。此外，由于湖泊沉积物较土壤和森林生物量能够保存更长的时间(湖泊沉积物可保存万年甚至更长，而后者仅为几十年或百年[10, 101]，因此，我国湖泊固碳潜力巨大，在未来的碳循环研究中应给予足够的重视。
2.5 误差来源分析本文对大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量进行了初步估算，但其结果具有一定的不确定性。
首先，大暖期湖泊有机碳累积速率方面，受资料所限，文中大暖期不同湖区湖泊含水量数据是基于相应湖区已有湖泊含水量数据替代而来，实际上不同地区湖泊或者同一地区不同湖泊间含水量可能会存在一定差距，给文中估算出的有机碳累积速率造成一定偏差。
其次，大暖期中国古湖泊面积重建方面，由于无法得知大暖期我国古湖泊面积的具体数值，文中对我国东西部地区湖泊面积分别采用不同方法进行了估算。一方面，古湖泊面积重建方法及其各参数的设置本身就存在一定的不确定性，给估算结果造成一定误差；另一方面，在估算古湖泊面积时我们假定大暖期中国古湖泊数量和分布格局和现在几乎是不变的，事实上，任何湖泊都有其存在的生命周期，大暖期中国湖泊数量和分布和现在肯定存在一定差距，这也给估算结果带来一定的不确定性。
再次，文中只考虑了面积在1 km2以上的湖泊有机碳储量，而忽略了1 km2以下的湖泊，先前很多研究表明小湖的有机碳储量也相当丰富[7, 10, 12, 17, 19]，因此未来需要更高精度的遥感数据和野外调查数据来估算这部分湖泊的有机碳储量。从这个角度来说，本文可能在一定程度上低估了大暖期我国古湖泊有机碳储量。
最后，文中大暖期湖泊有机碳累积速率的估算是基于搜集到的65个湖泊资料，相对我国近2700个湖泊来说数目明显偏少，给我们最终的估算结果带来一定误差，未来需要更多不同湖区不同类型湖泊有机碳累积速率的结果加以验证。
3 结语湖泊生态系统是全球碳循环的重要组成部分，对维持淡水生态系统结构、功能的稳定起着重要作用。研究大暖期湖泊沉积物碳储量，对评价其在全球碳循环中的作用、以及合理预测评估未来全球气候变化及人类活动影响下的湖泊碳储量变化趋势具有重要的意义。本文对大暖期中国湖泊沉积物有机碳储量的初步估算表明，大暖期我国湖泊有机碳储量约为4.56 Pg C，变化范围约为0.90~19.08 Pg C，且主要分布在青藏高原湖区、东部平原湖区和蒙新湖区，这三大湖区有机碳储量约占全部有机碳储量的94.7 %。大暖期中国湖泊沉积物有机碳累积速率约为22.3 g/(m2 ·a)，变化范围约为4.4~92.6 g/(m2 ·a)，其中以蒙新湖区最高，平均约为31.4 g/(m2 ·a)，变化范围约为4.6~174.3 g/(m2 ·a)，青藏高原湖区最低，平均约为15.9 g/(m2·a)，变化范围约为1.0~56.9 g/(m2·a)。尽管此研究结果存在一定的不确定性，但该研究对预测未来气候变化及人类活动方式改变下中国湖泊固碳潜力变化提供了一定的数据支撑，并奠定了一定基础。同时，大暖期我国湖泊有机碳储量与陆地碳库(植被和土壤)的比较表明，湖泊有机碳储量约为陆地有机碳储量的3 %，而湖泊面积约为陆地面积的2 %，加之湖泊沉积物较土壤及森林生物量能够保存更长的时间，因此湖泊在区域乃至全球碳循环中发挥着重要作用，今后在进行区域/全球碳循环研究时应将湖泊作为碳汇的贡献考虑在内。
致谢: 感谢审稿专家建设性的修改意见。
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2 State Key Laboratory of Lake Science and Environment, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, Jiangsu)
Abstract
As an important component of the terrestrial ecosystem, lakes play an important role in the global and regional carbon cycle. Understanding and reconstructing the carbon storage in lake sediments during the Holocene Megathermal(6±0.5 ka B.P.) can contribute to the assessment of the lake carbon sequestration potential in the near future. In this study, 65 lakes with total organic carbon content(TOC) and reliable chronology of the Holocene Megathermal were chosen to determine the total carbon storage in Chinese lakes at that time period. The results showed that the carbon storage in Chinese lakes was estimated to be 4.56 Pg C(varying from 0.90 Pg C to 19.08 Pg C) (1 Pg=1015 g) during the Holocene Megathermal. The carbon stock was mainly concentrated in Eastern Plain Lake Region, Inner Mongolian-Xinjiang Lake Region and Tibet Plateau Lake Region. The average organic carbon accumulation rate(OCAR) in Chinese lakes ranged between 4.4 g/(m2·a) and 92.6 g/(m2·a), with a mean of 22.3 g/(m2·a) during the Holocene Megathermal. The Inner Mongolian-Xinjiang Lake Region had the highest OCAR, while the Tibet Plateau Lake Region had the lowest value. Furthermore, the carbon storage in Chinese lakes during the Holocene Megathermal was about 3%of that buried by terrestrial ecosystem, but in only 2%of the area. In particular, lake sediments can be preserved for quite longer times than forest biomass and soil, thus it is reasonable to conclude that lakes play a significant role in maintaining the global carbon balance and their carbon sink functions should be taken into consideration in the future.