排水造林对泥炭沼泽湿地碳循环的影响概述

孟祥久（敦化林业局资源林政处，吉林 敦化 133714）

全球泥炭地大约占地球表面的3%，土壤存储碳4.55×1 017～ 6.0×1 017g（Gorham，1991；Maltby et al，1993；Yu et al，2010)，占到全球陆地0～100 cm土壤深度有机碳储 量（1.395×1018～ 1.576×1018g C）的 1/3（Post et al，1982；Eswaran et al，1993；Batjes，1996；Jobbág et al，2000)。 原始泥炭地经过数千年时间的发育和形成，其土壤包含部分植物残体（大约10%泥炭干重)和大量水（90%），常常由于水淹和酸性的条件下 (Hooijer et al，2010)，原始泥炭地在水文学（Hydrology)、生态学（Ecology）和景观形态学 (Landscape morphology）3个组成部分方面协调良好（Page et al，1999），一旦他们任何一个因素发生变化都将会导致泥炭积累率的改变。人为活动干扰迅速地改变景观的结构与功能并主要影响泥炭地的水文条件（Arnold et al，2005a；Wsten et al，2006）。泥炭地排水将会导致有机质迅速氧化分解，随后出现高的CO2排放通量而逐渐减少数千年积累的泥炭地碳储 量（Turetsky et al，2006）。同时甲烷排放停止或者转化为甲烷吸收汇和弱排放源（Minkkinen et al，2007；孙晓新等，2009）。

湿地排水育林和耕作是目前人类对湿地最重要的干扰类型，很多国家经过这种途径对湿地进行改造（刘子刚等，2005；Minkkinen et al，2008；江长胜等，2009；Hooijer et al，2010）。 例 如，芬兰起初原始泥炭地为9.7×106hm2，目前大约有5.7×106hm2泥炭地被排水造林，占原始泥炭地的60%（Minkkinen et al，2002)。据统计,全球排水造林的泥炭地面积为1.5×107hm2，其中芬兰占34%、俄罗斯占26%、瑞典占11%、其他北欧国家占23%、北美占3%，而中国占0.5%（Paavilainen et al，1995；Minkkinen et al，2008）。据IPCC（政府间气候变化委员会）公布的第四次气候变化2007年综合评估报告，自工业化前时代以来，由于人类活动所产生的全球温室气体浓度（CO2、CH4和N2O）排放已经增加，在1970-2004年期间增加了70%，并指出人类活动的净影响已成为变暖的原因之一，这种可能性已达到90%以上（IPCC，2007）。因此，本文综述了国内外人为排水造林对泥炭沼泽湿地CO2、CH4和土壤有机碳密度3个方面的研究进展，为我国破坏后的湿地恢复和湿地碳管理提供参考依据，并为我国基层林业局经营沼泽湿地排水造林后（过去称为“水湿地”）的恢复提供参考价值。

1 排水造林对泥炭沼泽湿地土壤CO2排放的影响规律

CO2是最重要的人为温室气体，1970-2004年，CO2的排放增加了大约80%，全球CO2浓度的增加主要是由于化石燃料的使用，同时土地利用变化为此做出了另一种显著但较小的贡献（IPCC，2007）。因此，探讨湿地排水碳排放有利于预测未来碳排放大小和方向。

湿地排水造林，导致土壤水 位 下 降（Silins et al，1999；孙 晓 新 等，2009；Murphy等，2009），土壤有氧层增加，导致CO2排放通量大量增加（Page et al，2011），研究表明：排水湿地CO2排放通量（1921 kg CO2-C/(hm2·a)） 比 自 然 湿 地（1509 kg CO2-C/(hm2·a)） 增 加 27%（412 kg CO2-C/(hm2·a)）（Salm et al，2012），并发现土壤温度与CO2排放通量显著相关；Arnold等(2005a)研究针叶林有机土壤排水立地地表的CO2排放通 量（0.9～ 1.9 kg/(m2·a)）显著高于未排水立地（0.8～1.2 kg/(m2·a)），排水立地 CH4排放（0.0～1.6 g/(m2·a))显著低于未排水立地（10.6～12.2 g/(m2·a)），未排水立地N2O的排放（20～30 mg/(m2·a)）显著低于排水立地（30～90 mg/(m2·a))，而林分生产力或乔木物种对3种温室气体排放通量无显著影响。但通过净初级生产力模拟，所有排水样地是净温室气体的汇，而未排水湿地是温室气体的排放源。同时，同一作者Arnold等(2005b)对阔叶林的研究也表明，排水导致CO2排放增加，并指出CO2排放的时间变化与地下水位和空气温度密切相关，但CH4和N2O的排放却不能通过地下水位和空气温度变量来解释，这些温室气体排放通量的空间变化可能是由于排水、地下水位、生产力和乔木物种的差异。因此，说明排水育林对沼泽湿地的CO2排放通量都是增加，但是不同植被类型对其3种温室气体的影响因子还存在不确定性与复杂性，有待于进一步探讨和研究。

2 排水造林对泥炭沼泽湿地CH4排放的影响规律

天然湿地是大气CH4的最大来源，每年向大气大约排放110 Tg（1 Tg=1012g）的甲烷（Maltby et al，1993）， 占 全 球 排 放 总量 的 20% 左 右（Bubier et al，1994），而且CH4单个分子的全球变暖潜力（Global warming potential，简称为WGP）在经过20年和100年的时间跨度是CO2单个分子WGP的56倍和21倍（Smith，1999）。因此天然湿地对大气甲烷浓度及其未来变化趋势具有重要的调节作用。然而，由于人类活动影响的加剧，使天然湿地遭到严重破坏，其中湿地排水改造利用是重要的干扰类型之一，如湿地排水改造为农田、森林或用来开采泥炭等，仅在温带和北方区域就使约2000万hm2的天然湿地遭到严重破坏（Moore et al，1993）。湿地破坏后对大气甲烷含量的调节作用势必会相应地发生改变，因此，探讨排水干扰对湿地甲烷排放影响效果及其机制尤为必要。

孙晓新等（2009）研究小兴安岭排水造林对甲烷排放规律的影响表明：苔草沼泽、灌丛沼泽、10年生、20年生的落叶松人工林生长季节（150天）甲烷排放总量分别为（6.66±8.31）g/(m2·a)、（0.32±0.31）g/(m2·a)、（0.13±0.50）g/(m2·a)和（-0.11±0.20）g/(m2·a)。沼泽排水导致甲烷排放总量减少或出现甲烷吸收汇现象，这种减少主要是由于水位下降和维管植物大量的减少，此外，排水沟相对面积减少也是导致人工林甲烷排放速率降低的原因之一(孙晓新等，2009)。同时，在爱沙尼亚（Estonia）的研究也表明湿地排水导致湿地的甲烷排放通量（23.7 kg CH4-C/(hm2·a)）比自然湿地甲烷排放通量（85.2 kg CH4-C/(hm2·a)）降低了72%。在自然湿地和排水湿地，甲烷排放通量与地表水位密切相关，在地下水位30 cm以上，发现甲烷排放通量显著增加(Salm et al，2012)；北方瑞典南部北方针叶和阔叶林有机土壤排水导致甲烷排放 降 低（Arnold et al，2005a；2005b），但自然湿地和排水湿地甲烷排放影响因子还存在较大的差异。Salm等（2009）报道爱沙尼亚（Estonia）泥炭地温室气体（CO2、CH4和 N2O） 的 GWP，CO2、CH4和N2O每年的总排放量相当于278×103～1 056×103CO2当量，其中，CO2占22%～44%，CH4占 53%～ 73%，N2O占3%～5%，排水样地和未排水样地3种温室气体每年排放通量相当 于 419×103～ 676×103CO2和 -141×103～ 380×103CO2当量，其泥炭地每年净碳损失估计为3.8万～8.6万t，这种泥炭地排水导致了爱沙尼亚泥炭地从碳汇转化为碳源，进而可能进一步加速全球变暖。因此，探讨湿地排水是大气温室气体的源/汇问题，应考虑到CH4和N2O的影响。

3 排水造林对泥炭沼泽湿地土壤有机碳密度的影响规律

湿地排水造林，地表水位下降，导致土壤有氧层增加，泥炭氧化分解加快，进而降低泥炭地碳 储 量。Minkkinen等（1998）报道泥炭地排水导致泥炭地泥炭层降低(22±17) cm，土壤碳密度增加（26±15）kg/m3，土壤有机碳储量增加了（5.9±14.4）kg/m2，且否认了泥炭地排水总是导致土壤作为大气的碳排放源。这种泥炭地排水60年后导致土壤碳储量增加可能是由于排水后，泥炭层的氧化分解起到较小的作用，仅仅改变了泥炭的物理结构，土壤碳的变化主要是来自于净初级生产力的新碳输入，尤其是乔木层的细根，因此，乔木在泥炭地排水60年后的土壤碳平衡中起着重要的作用（Minkkinen et al，1998）。相反，同一作者Minkkinen等（1999）报道芬兰泥炭地排水30年后，富营养型的泥炭地土壤是碳释放源，而对于其他养分水平（中营养和贫营养型）却仍为碳吸收汇。我国对湿地排水造林后，土壤有机碳储量也是降低的，例如，康文星等（2011）研究洞庭湖湿地造杨树林后，土壤有机碳储量从1999年的26.78 kg/m2下降到2007年的23.39 kg/m2，8年内损失了12.7%（3.39 kg/m2）；王丽丽等（2009）研究三江平原湿地排水种植杨树后，湿地土壤有机碳储量降低了38.1%。因此，说明排水造林对土壤有机碳储量还存在矛盾，这可能需要进一步研究，在研究湿地排水后的土壤碳储量，应结合地上植被碳储量的变化探讨生态系统的碳储量变化。

Murphy等（2009） 报 道 排水对泥炭地植被生产力的影响表明：泥炭地排水育林45年后，对灌木细根的生产力无显著影响，而乔木细根的生产力增加740%（未排水泥炭地为3.8±5.4 g/(m2·a)，排水泥炭地为 28.1±24.1 g/(m2·a)），草本细根生产力减少38%(未排水泥炭地为27.62±16.40 g/(m2·a)，排水泥炭地为10.58 ± 15.7 g/(m2·a)), 地上乔木生物量大幅度增加（排水泥炭地为2 546±1 551 g/m2和未排水泥炭地为79±135 g/m2)，且认为排水造林通过增加地上植被生产力，进而增加植被碳储量是否会抵消生态系统净碳损失仍需要进一步探讨。不过，Minkkinen等（1999）报道芬兰不同养分水平下泥炭地排水30年后植被碳平衡和泥炭碳平衡，整个生态系统碳平衡是正值，即是大气的碳汇。也有研究表明苔藓植被在排水泥炭地整个生态系统中碳循环中起着重要的作用(Laiho et al，2011)。

4 研究展望和排水育林的经营理念

毫无疑问，全球湿地大面积排水的目的是提高林业生产力，而从排水造林对温室气体碳循环的影响来说：排水造林导致泥炭地土壤CO2排放通量的增加和CH4排放通量的减少，但是对CO2和CH4排放的影响因素还有待进一步深入研究和探讨；而对泥炭地土壤有机碳储量的影响仍存争议，同时，要全面系统地研究排水造林泥炭湿地是大气的碳源或碳汇，需要系统地结合乔木层生产力的研究，不仅是对土壤温室气体和土壤有机碳储量的研究。因此，如何科学地恢复排水造林泥炭沼泽湿地的结构、功能和减缓排水造林泥炭地大气温室气体的排放通量，是目前人们需要探讨和研究的问题。

泥炭湿地排水是温室气体的源或汇，这与乔木的生产力有关，而保持一定的地下水位能够减缓土壤温室气体排放的增加（Arnold et al，2005a)，并且也有研究表明排水造林的泥炭湿地，乔木层在生态系统的碳平衡中发挥着重要的作 用（Minkkinen et al，1999；Murphy et al，2009）。这表明提高排水泥炭湿地的地下水位，但又不大幅度地降低乔木层具有高的固碳能力，即森林湿地或者排水造林湿地采取适当的择伐，可能实现减缓排水造林泥炭沼泽湿地对大气温室气体的贡献。例如，Huttunen等（2003）报道排水育林后，森林采伐提高了泥炭湿地的地下水位和土壤温度，N2O的排放有显著增加，而CH4的排放无显著影响；牟长城等（2010）研究采伐对小兴安岭落叶松-泥炭藓沼泽温室气体的影响表明：采伐样地的CO2排放量下降了1/4，并转化为N2O弱的排放源，为CH4的弱排放源或强排放源，择伐样地温室效应贡献潜力较对照样地下降了24.5%，皆伐地则提高了3.2%。孙晓新等（2011）研究采伐对小兴安岭森林沼泽的影响，结果表明：择伐和皆伐导致森林沼泽作为大气CH4汇的功能降低，或者是由大气CH4的汇转化为CH4的源，并提出为减少CH4的排放，应尽量避免皆伐，采用适当择伐。因此，排水造林的泥炭湿地采取适当择伐可能减缓大气温室气体的增加，而且也是排水泥炭湿地恢复前的一个必要过渡阶段。

基于以上的观点，对于以前排水造林湿地生产力小的立地，可以采取适当的择伐经营，以提高我国应对温室气体排放源的减缓措施。例如，芬兰从1960年开始实施排水造林到1980年的20年间大约每年排水造林面积为20万hm2，以前排水造林的泥炭地面积大约有10%不适合发展林业，由于很低的木材生产力（Peltomaa，2007）。笔者统计吉林省敦化林业局20世纪80年代在水湿地上营造落叶松人工林，湿地排水面积达1 182 hm2，经过26年左右的时间，排水后乔木蓄积量大约为80 m3/hm2，而在森林土壤上营造同样的树种，26年乔木蓄积量大约为130 m3/hm2，大约比湿地造林增加63%。因此，适当择伐可能是实现排水造林湿地恢复措施的前期阶段，既减缓了大气温室气体的排放，同时在一定程度上，又缓和了对木材产品短缺的需求。

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