泥炭地有可能成为未来气候变暖的重要因素

《Journal of Geophysical Research: Biogeosciences》：Peatlands Have the Potential to Emerge as Significant Contributors to Future Climate Warming

　　摘要

泥炭地在地表生态系统中储存了大量的碳。它们既是长期有机碳的汇，也是大气中甲烷的主要自然来源。碳的积累是由于数千年来净初级生产力超过分解速率的结果，而甲烷的产生与碳质量的厌氧分解密切相关。由于变暖导致的净初级生产力和分解速率的变化正在影响净排放量，从而危及这些富含碳的生态系统的碳汇能力，并可能使它们成为二氧化碳和甲烷的来源。在本研究中，我们模拟了泥炭地碳和甲烷通量的过去和未来趋势及其对气候系统的影响。我们发现，在低变暖情景（RCP2.6）下，北纬25°以上的泥炭地将继续作为碳汇和甲烷来源；但在高变暖情景（RCP8.5）下，到21世纪中叶，它们将不仅成为甲烷来源，而且也成为二氧化碳的来源，到23世纪末将产生显著的辐射强迫（0.25 W m?2）。这突显了未来泥炭地对气候系统的辐射强迫可能从负值变为正值的潜在反馈效应。

简化语言总结

泥炭地在地表生态系统中储存了大量的碳。它们既是长期有机碳的汇，也是大气中甲烷的主要自然来源。碳的积累是由于数千年来净初级生产力超过分解速率的结果，而甲烷的产生与碳质量的厌氧分解密切相关。由于变暖导致的净初级生产力和分解速率的变化正在影响净排放量，从而危及这些富含碳的生态系统的碳汇能力，并可能使它们成为二氧化碳和甲烷的来源。在本研究中，我们研究了储存大量碳并释放甲烷的泥炭地对气候的影响。如果全球变暖保持较低水平，北纬25°以上的泥炭地将继续吸收碳并释放甲烷。然而，在更极端的变暖情况下，这些泥炭地可能从21世纪中叶开始同时释放二氧化碳和甲烷，到23世纪将显著加剧变暖。这种变化表明，目前有助于冷却气候的泥炭地最终可能加剧变暖。

1 引言

泥炭地是富含碳的生态系统，由缺氧和水浸条件形成，导致死亡有机物质的积累（Yu, 2011）。数千年来，它们在陆地上储存了大量的有机碳（Hugelius et al., 2020; Yu et al., 2010）。据估计，这种碳库的规模在400到600 Pg C之间，平均年Accumulative速率约为20–30 g C m?2 yr?1（Loisel et al., 2014; Yu, 2012）。湿地的甲烷（CH4）排放量相当大，其中可能包括来自泥炭地的CH4，但这一比例尚未明确（Abdalla et al., 2016）。根据IPCC（2021）的数据，从自下而上的方法估计，湿地每年的CH4排放量在102到182 Tg CH4 yr?1之间，相当于进入大气中的总CH4量的26%。一项逆向建模研究估计北部湿地的CH4排放量为每年33 ± 18 Tg CH4（Chen & Prinn, 2006）。最近的研究对这些估计进行了细化。例如，Tan et al.（2016）通过结合卫星数据和生物地球化学模型来估计整个北极地区的甲烷排放量。他们的结果显示，2005年整个北极地区的甲烷排放量在5.5到14.2 Tg CH4 yr?1之间，这突显了此类估计的变异性和不确定性。一项更近期的基于卫星数据分析的研究（2010–2012）通过在上行逆向建模中纳入空间不确定性和相关性，进一步改善了湿地的排放量估计。该方法得出的高纬度湿地甲烷排放量估计为每年29 Tg CH4（12–41 Tg CH4 yr?1）（Ma et al., 2021）。二氧化碳（CO2）和甲烷（CH4）是重要的温室气体，影响地球的能量平衡。在100年的时间范围内，甲烷的全球变暖潜力是二氧化碳的27倍（Saunois et al., 2020）。自工业革命以来，人为产生的辐射不平衡中超过四分之一归因于甲烷排放（IPCC, 2021）。2011年，大气中的CO2浓度和CH4浓度比工业革命前（1750年之前）分别高出了140%和150%（Lan et al., 2021），到2022年分别上升到了419 ppm和1,920 ppb。大气中CO2和CH4浓度的变化将对未来的辐射强迫（RF）以及全球气候状态产生显著影响（IPCC, 2021）。泥炭地是甲烷的主要自然排放源，也是全球甲烷预算中的一个重要不确定性因素（Saunois et al., 2020）。理解甲烷产生的潜在机制过程和主要控制因素及其多种气体传输路径对于减少不同空间和时间尺度上自然二氧化碳和甲烷排放量的不确定性至关重要（Kou et al., 2022; Saunois et al., 2020）。此外，这种基于过程的知识对于理解温室气体排放的趋势和它们对地球系统的反馈至关重要。本研究的主要目标是估计不同气候条件下自然泥炭地的区域碳和甲烷预算，并评估它们对地表强迫的贡献。为此，我们对位于“北纬25°以上”的泥炭地复合体进行了模拟（图1），包括整个北极地区和印度-西藏高原（例如，25°N–40°N, 75°E–100°E），以考虑它们对全球CO2和CH4排放的贡献。此外，我们分析了自全新世开始以来北半球和温带泥炭地的CO2和CH4通量对地球辐射平衡的影响。我们的研究时间跨度从15,500年前到2300年。

2 方法论

2.1 模型描述

LPJ-GUESS（Lund-Potsdam-Jena通用生态系统模拟器）（Smith et al., 2001, 2014）是一种第二代动态植被模型，广泛应用于区域和全球碳循环研究。它模拟了从局部到全球尺度上气候变化对植被结构和组成的影响。该模型动态模拟了水资源和碳通量，以及土壤和植物之间的相互作用。LPJ-GUESS中引入了一种新的泥炭地和永久冻土 formulation，能够独特地表示子网格的空间异质性（Chaudhary et al., 2017a），包括动态的年多层次泥炭积累、冻融循环和侧向流动。在之前的研究中（Chaudhary et al., 2018, 2017b, 2020, 2022），我们证明了这种机制性的多层次泥炭积累方案能够合理模拟整个北极地区的植被动态、永久冻土分布、泥炭积累和主要植物类型。当前的方案包含许多控制非线性泥炭地动态的关键变量和相互作用（Chaudhary et al., 2017a, 2018）。例如，“驼峰状”关系（平均泥炭形成速率与地下水位位置之间的关系）（Belyea, 2009）以及多方向性（Belyea, 2009）等现象都通过该模型方案得到模拟和解释（Chaudhary et al., 2017a, 2018）。在本研究中，模拟了多个植被斑块（每个约为10公顷），以表示泥炭地的子网格空间异质性这一特征。模型以随时间变化的随机地形表面开始，该表面基于每个斑块中沉积的泥炭量而升高。泥炭质量的积累受死亡枯落物沉积量和分解速率的控制。随着泥炭的增长，水从较高地区流向充满水的斑块，影响上覆植被和土壤的生物地球化学过程。这些单独斑块的地下水位（WTP）每年平均一次，以确定整个景观的WTP。景观内的水流动反过来影响植物生产力和分解速率，从而影响地表条件和主要植物类型。温度在影响植物生长和泥炭分解过程中也起着重要作用。每年，新鲜的枯落物沉积在矿物土壤上，并根据地表土壤的温度和湿度条件全年分解。土壤温度在泥炭土壤中永久冻土的形成中起着关键作用，进而影响光合作用和分解过程。在本研究中，我们考虑了五种植物类型：苔藓、草本植物、落叶低矮灌木、常绿低矮灌木和落叶高灌木，代表了北纬25°以上泥炭地的不同功能和形态特征（Chaudhary et al., 2017a）。由于这些植物类型的生理过程、叶面积厚度、物候期和根系深度不同，它们对非生物因素的反应也不同。这些植物功能类型（PFTs）在每个斑块中竞争光照和空间等资源。有关模型的详细描述，请参见Chaudhary et al.（2017a, 2020）。

2.2 甲烷的产生、氧化和排放

甲烷的产生受缺氧条件、植物材料质量、根系分布、土壤温度和先前积累的生物量等因素的影响（Bridgham et al., 2013）。在目前的设置中，根据根系在泥炭层中的分布来分馏分解的碳（Chaudhary et al., 2017a; Wania et al., 2010）。根系分数分布在泥炭土壤和下面的矿物层中。随着泥炭的增长，根系分数在泥炭土壤中线性增加，直到泥炭深度达到2米（Chaudhary et al., 2017a）。对于气体传输，我们只考虑草本植物的根系分数，因为有证据表明这些根系在泥炭环境中起着主导作用（Strack et al., 2017）。在厌氧条件下，分解速率较慢，产生的碳转化为甲烷的数量取决于厌氧条件的程度以及泥炭和矿物土壤中的平均根系分数。本研究中使用的甲烷（CH4）与二氧化碳（CO2）的摩尔转化率为0.4（Qiu et al., 2022）。然而，在厌氧条件下，CH4/CO2的摩尔比率在0.001到1.7之间变化（Segers, 1998）。产生的甲烷量随后根据从土壤中扩散的氧气量和植物根系的传输量进行氧化。泥炭土壤中的空气比例受孔隙度、有机土壤的体积分数以及水和冰的分数影响。甲烷模块在Qiu et al.（2022）的研究中进行了评估，该研究使用了Treat et al.（2018）提供的81个泥炭地站点的数据（419个站点年的通量测量）。有关此方案的更多描述，请参见Wania et al.（2010）和Tang et al.（2015）。

2.3 仿真协议

我们对全新世期间北纬25°以上的泥炭地站点进行了仿真（图1）。仿真的空间分辨率为0.5° × 0.5°。模型最初从裸地面开始运行500年，利用全新世前30年的气候数据达到植被和碳池的近似平衡（Miller et al., 2008; Mitchell & Jones, 2005）。在启动期间，矿物层和泥炭层被强制保持饱和状态，以确保泥炭的积累。泥炭分解和物理计算在初始化程序之后开始。气候数据分为三个不同的时期：全新世气候、过渡期和未来运行期。在全新世实验中，模型从规定的基年（cal. BP）运行到1860年。基年表面是根据三个已发布的数据集（Gorham et al., 2007; Korhola et al., 2010; MacDonald et al., 2006）构建的5,000个泥炭基点构建的。规定的基年范围从338到19,388 cal. BP，平均为8,195 ± 2,340 cal. BP。有关构建基年表面的详细方法的描述，请参见Chaudhary et al.（2020）。本研究检查的模型输出变量包括过去和未来的净CO2和CH4排放量，这些数据被用来模拟泥炭地温室气体排放对地球气候的RF效应。为了获得区域平衡（Pg C yr?1），我们将局部通量（g C m?2 yr?1）与网格单元中的相应泥炭地分数和网格面积（m2）相乘，假设这些值随时间保持不变。有关模型数据要求的详细描述，请参见Chaudhary et al.（2020）及其中的参考文献。

2.4 辐射强迫建模

使用LPJ-GUESS模拟的泥炭地-大气CO2和CH4通量引起的RF采用年时间步长进行建模。由于CO2和CH4的长期扰动寿命相对于对流层混合的时间尺度较长，因此假设这些排放物在大气中是瞬间且完全混合的（Myhre et al., 2013）。大气浓度的动态变化是通过一个简单的隔室模型（Mathijssen等人，2022年）进行模拟的，该模型等同于常用的脉冲响应卷积公式（Joos等人，2013年）。泥炭地中碳的积累速率被视为向大气中释放的负CO2通量。对于CO2，表面通量导致的浓度变化被表示为四个项的加权总和，这些项代表不同扰动时间尺度的非相互作用、呈指数衰减的储存库。最短的时间尺度为4.3年，而最慢的衰减项实际上相当于每年CO2脉冲的22%发生了永久性的大气变化（Joos等人，2013年）。对于CH4，使用了一个具有12.4年扰动时间的单一指数函数，其中包含了化学反馈的调整（Myhre等人，2013年）。RF（辐射强迫）是根据Etminan等人（2016年）推导出的参数化方法，分别针对CO2和CH4从年度浓度扰动中计算得出的。由于大气浓度变化的RF取决于初始状态，因此定义了覆盖研究期间的固定浓度轨迹，即“背景”浓度被假设为与表面通量输入无关。这里的轨迹是基于Kohler等人（2017年）从冰芯、雪层空气和大气样本中编译的长期数据，2005年之后切换到了RCP情景数据（Meinshausen等人，2011年）。CH4的RF被增加，以考虑由臭氧和平流层水汽浓度变化引起的间接RF效应。根据Myhre等人（2013年）的研究，间接RF是直接RF的0.65倍，这个值在这里被调整为0.53，以匹配Myhre等人（2013年）和Etminan等人（2016年）参数化之间当前辐射效率的差异。CH4的间接RF以及CO2和CH4的脉冲响应参数化的RF乘数被假设在时间上是恒定的。

3 结果与讨论

3.1 模拟的泥炭地碳积累
自全新世开始以来，北部纬度（>25°N）的泥炭地一直是主要的碳汇，我们的结果表明，在过去一万年里，它们以每年约10–50克C/m2（0.02–0.1拍克C/年）的速率封存碳，平均为每年19克C/m2（约0.04拍克C/年）（见图2a和2b）。从全新世到2000年，模型预测总共积累了476拍克C的泥炭（见图2c），其中453拍克C积累在北部地区（>45°N），该地区面积约为300万平方公里。平均模拟的碳积累速率（18.6克C/m2/年）和碳储量估计值（547–621拍克C）与基于观测的估计值一致（Loisel等人，2014年；Yu等人，2010年）。Hugelius等人（2020年）显示，北部纬度（>23°N）的泥炭地储存了大约415±150拍克C，我们的估计值也在这个范围内。根据Loisel等人（2014年）的数据，长期平均碳积累速率为每年22.9±2.0克C/m2。位于45°N以南的泥炭地被模拟为额外封存了22拍克C，其中7拍克C封存在印度-西藏地区的泥炭地中。

3.2 模拟的泥炭地甲烷排放
我们的结果显示，在过去一万年里，北部纬度（>25°N）的泥炭地一直是甲烷（CH4）的重要来源，它们对大气中CH4浓度的年平均贡献从每平方米每年16–18克CH4增加到了现在的22–24克CH4/平方米（见图4a和4b）。总体而言，泥炭地对全球CH4预算的贡献从九千年前的10太克CH4/年增加到现在的58–70太克CH4/年（见图4c和4d）。1990年至2000年间，北部纬度（>45°N）的泥炭地CH4排放量平均为每平方米每年22至26克CH4（平均24克CH4/平方米；约65太克CH4/年）（Ito，2021年）。我们的模型结果与这一估计值相似（见图4）。在两种RCP变暖情景下，预测北部纬度泥炭地的CH4排放量都将增加。在RCP2.6情景下，到21世纪末泥炭地将成为CO2的来源，其碳汇能力将持续下降，直到2250年稳定在每平方米每年-90克CH4（-0.25拍克CH4/年）（见图2b–2d）。根据模拟的碳积累率的空间分布，我们发现1990年至2000年间，低纬度和高纬度地区的碳积累率有所增加（见图3a和3b），而中纬度地区的碳汇能力则有所减少。在高纬度地区，碳积累明显增加。这种现象可以归因于温度对这些地区植物生长的历史限制。温度的升高促进了更加旺盛的植物生长，从而增加了泥炭的凋落物产生。这种相互作用凸显了气候因素与高纬度泥炭地生态系统内碳动态之间的复杂关系（Haverd等人，2020年）。同时，更高的升温导致永久冻土融化，形成富含水分的条件，从而降低了分解速率。总体而言，高纬度地区的泥炭积累量增加。

3.3 模拟的泥炭地甲烷排放
我们的结果显示，在过去一万年里，北部纬度（>25°N）的泥炭地一直是甲烷的重要来源，它们对大气中CH4浓度的年平均贡献从每平方米每年16–18克CH4增加到现在的22–24克CH4/平方米（见图4a和4b）。从九千年前到现在的九千年间，泥炭地对全球CH4预算的贡献从每年10太克CH4增加到12太克CH4（见图4c和4d）。1990年至2000年间，北部纬度（>45°N）的泥炭地CH4排放量平均为每平方米每年24克CH4（约65太克CH4/年）。Ito（2021年）发现，北部纬度泥炭地的总CH4排放量在30–70太克CH4/年的范围内，这与我们的模型结果相似。在两种RCP变暖情景下，预测北部纬度泥炭地的CH4排放量都将增加。在RCP2.6情景下，CH4排放量将在21世纪中叶达到每平方米每年30克CH4，并在此水平保持到23世纪末（见图4b）。总体而言，预计21世纪泥炭地将排放约60太克CH4/年，到22世纪这一排放量将增加到约60–80太克CH4/年，并在23世纪末保持这一水平（见图4d）。这种排放量的稳定是由泥炭分解、温度和水文变化之间的相互作用驱动的（见下文解释）。在RCP8.5变暖情景下，预测泥炭地的总CH4排放量将在23世纪中叶稳定在220太克CH4/年，然后在2300年模拟期结束时减少到210太克CH4/年。空间分布的CH4排放图显示，1990年至2000年间，北部纬度（>25°N）的泥炭地平均是对大气的弱CH4源（见图5）。低纬度和部分中纬度地区的CH4排放量在10至40克CH4/年之间，而更北部的泥炭地排放量少于10克CH4/年。在RCP2.6低变暖情景下，所有地区的CH4排放量逐渐增加。然而，在极端变暖情景（RCP8.5）下，所有地区的CH4排放量都显著增加（见图5）。这一趋势与气候逐渐变暖和地下水位逐渐变浅的趋势相一致（见图6和7）。图6显示，在RCP8.5情景下，由于快速永久冻土退化，预计未来的地下水位将保持高位。因此，虽然泥炭表面压实会影响局部水分保持，但推动水位上升的主要因素是融化的永久冻土释放的水分（见图6和7以及支持信息S1中的图S1）。我们的分析表明，特别是在RCP8.5情景下，升高的温度将对泥炭地稳定性产生不利影响（见图7d–7h）。在这些条件下，泥炭地经历更温暖的环境，导致分解加剧。土壤温度的升高加速了微生物活动，增强了泥炭的分解。随着表面泥炭的分解，它会发生压实和密实化，减少孔隙空间并减缓水流速度。尽管总体上呈干燥趋势，但这过程导致了地下水位的持续上升。此外，更高的水位也可以归因于永久冻土的融化。随着永久冻土在较高温度下融化，之前冻结在土壤层中的大量水分被释放到泥炭地中，进一步提高了水位（见图6和7以及支持信息S1中的图S2）。在RCP2.6情景下，温和的气候变化导致水位相对稳定，而在RCP8.5情景下，由于泥炭降解和永久冻土快速融化，水位显著上升。我们的结果表明，泥炭表面压实和永久冻土融化是导致水位上升的两个因素。融化的永久冻土释放的大量水分超过了泥炭压实导致的水流减少的影响。这一发现与之前强调永久冻土融化改变北部泥炭地水文系统的研究结果一致（Borge等人，2017年；Sannel & Kuhry，2011年）。在RCP8.5情景下，这一点尤为明显，因为永久冻土的快速退化导致未来预测期间水位持续升高。因此，虽然泥炭表面压实会影响局部水分保持，但推动水位上升的主要因素是融化的永久冻土释放的水分（见图6和7以及支持信息S1中的图S1）。从图6可以看出，在RCP2.6情景下，水位位置相对稳定。然而，在RCP8.5情景下，随着泥炭的分解，水位位置有所上升，从而减少了泥炭的分解速率。然而，这种积极效应被土壤温度的显著升高所抵消（见图7f），到2300年，土壤温度的升高超过了由于水位浅化导致的分解减少的影响。这种复杂的相互作用突显了泥炭地对气候情景的复杂响应。

3.4 模拟的泥炭地甲烷排放
我们的结果显示，在过去一万年里，北部纬度（>25°N）的泥炭地一直是甲烷的重要来源，它们对大气中CH4浓度的年平均贡献从每平方米每年16–18克CH4增加到现在的22–24克CH4/平方米（见图4a和4b）。总的来说，泥炭地对全球CH4预算的贡献从九千年前的每年10太克CH4增加到现在的每年58–70太克CH4（见图4c和4d）。1990年至2000年间，北部纬度（>45°N）的泥炭地CH4排放量平均为每平方米每年24克CH4（约65太克CH4/年）。然而，泥炭地的CH4排放产生了一个相反的效应，即增温效应，导致CO2封存和CH4释放之间形成了复杂的平衡。泥炭地的辐射强迫取决于过去大气扰动的累积效应以及当前温室气体的浓度。CO2和CH4在大气中的寿命和辐射效率上有显著差异。CO2由于在大气中停留时间较长，因此其被泥炭地吸收的过程可以持续数千年，从而产生持续的冷却效应。相比之下，CH4由于在大气中的停留时间较短，对当前排放的增温响应更为直接。这一区别对于理解泥炭地辐射强迫的时间动态至关重要。

图中展示了由于泥炭地CO2和CH4通量导致的模拟辐射强迫（RF）。图中通过包含（黑线）和不包含（黄线）CH4的间接辐射强迫来显示净辐射强迫。直到大约1800年，由于CH4的大气停留时间较短且背景CH4浓度相对稳定，CH4的模拟辐射强迫（CH4-RF）紧密跟随排放轨迹。从1990年到2060年，根据不同的RCP情景，由于背景CH4浓度的上升非线性地降低了辐射效率（即每单位CH4浓度变化的辐射强迫），CH4-RF会降低，这一点是根据Etminan等人（2016年）的成熟参数化方法得出的（见图8b和8c）。在这一时期之后，随着泥炭地排放量的增加，这种效应被掩盖了100-180年，在RCP8.5情景下持续时间比RCP2.6情景更长，导致CH4-RF增加。除了直接排放外，CH4还通过与大气化学的相互作用对间接辐射强迫有所贡献。CH4促进了 tropospheric ozone（O3）的形成，这是一种强效的温室气体，并增加了 stratospheric water vapor，这两者都增强了CH4的整体增温潜力（Myhre等人，2013年；Shindell等人，2009年）。一些研究估计，CH4的间接效应可能使其总辐射强迫增加高达40%（Etminan等人，2016年；Myhre等人，2013年）。在高排放情景下，如RCP8.5，这些间接机制尤为重要，因为CH4水平会持续上升到23世纪（见图8），从而加剧了CH4的增温潜力。与CH4不同，模拟的CO2-RF遵循一个更线性的轨迹，这是由于CO2在大气中的长停留时间。在1800年之前，随着背景浓度的稳定，泥炭地的CO2封存稳步增加了CO2-RF。然而，在1800年之后，人为的CO2排放导致背景浓度上升，降低了CO2封存的辐射效率。随着背景CO2浓度的增加，泥炭地额外吸收CO2的冷却效应变得不那么显著。在RCP2.6情景下，这种减少在2050年左右趋于稳定，但在RCP8.5情景下，这种减少在整个模拟期间持续存在（见图8b和8c）。我们的发现与早期研究一致，这些研究强调了泥炭地CO2封存的长期冷却效应（Frolking等人，2002年；Stocker等人，2014年）。然而，在CO2浓度较高的情景下，由于CO2的辐射效率降低，冷却效应的幅度会减小（Myhre等人，2013年）。与Stocker等人（2014年）的研究相比，我们的模型延长了2200年之后CH4-RF增长的时间，特别是在RCP8.5情景下，CH4排放量的增加导致更明显的增温效应。净辐射强迫（代表CO2-RF和CH4-RF的总和）在约10,000年前变为负值，因为泥炭地开始积累碳（见图8）。这种净冷却效应在18世纪末达到峰值，数值范围在-0.60到-0.70 W m?2之间，主要由CO2封存驱动。然而，到2060年，在RCP2.6情景下，净冷却效应减少到-0.32 W m?2。在RCP8.5情景下，净辐射强迫在21世纪中叶变为正值，到2250年的数值范围在0.15到0.30 W m?2之间（见图8b和8c）。净辐射强迫的变化与Frolking等人（2011年）和Stocker等人（2014年）的研究结果一致，这些研究也指出，在高排放情景下，泥炭地可能从净冷却剂转变为净增温剂。在RCP8.5情景下，CH4-RF的主导地位增加是一个关键因素，而CO2封存影响的减弱进一步强化了这一转变。由于CH4的间接效应（Shindell等人，2009年），其增温潜力的放大进一步支持了这一结论，因为较高的CH4水平会导致臭氧和stratospheric water vapor的增加，从而加剧了泥炭地排放的总体增温效应。尽管N2O是一种强效的温室气体，但其从泥炭地的排放量通常较低，对大规模的泥炭地辐射强迫影响可以忽略不计（Hugelius等人，2020年；Zhao & Zhuang，2024年）。因此，我们研究关注CO2和CH4对于评估泥炭地的净辐射强迫动态是合适的。

3.4 模拟泥炭地碳平衡和辐射强迫的不确定性

我们关于未来泥炭地汇强度以及泥炭地汇逆转可能性的结果应结合几个关键不确定性来解读，这些不确定性影响了生物地球化学模拟及其转换为辐射强迫的过程。首先，主要的不确定性在于我们的模型如何表示在气候变化条件下泥炭的积累和分解损失。在我们的模拟中，未来汇的减弱是由气候变化引起的泥炭分解加速及其与土壤湿度和基质质量的相互作用所驱动的。这些控制因素很难确定，因为温度敏感性通常是从简短的实验室培养中推断出来的，可能无法反映长期变暖、水文变化和植被输入变化下的实际野外条件（Guan等人，2022年；Nottingham等人，2022年；Pallandt等人，2025年）。其次，CH4的不确定性通常大于CO2，因为其排放量取决于几个相关且约束不足的过程，如甲烷的产生、氧化和传输（即扩散、沸腾和植物介导的途径）（Bridgham等人，2013年；Riley等人，2011年）。模拟中的地下水位深度或土壤湿度的微小误差可能会导致氧气可用性和CH4通量的显著变化（Cui等人，2024年；Jeffrey等人，2019年）。永久冻土景观进一步增加了复杂性，因为永久冻土的融化会突然改变水文状况、活跃层深度和微地形，从而影响CO2和CH4的排放（Schuur等人，2015年；Turetsky等人，2020年）。在我们的配置中，我们没有表示富含冰的永久冻土区域的融化过程，这可能导致地表沉降和热喀斯特湖泊的形成，这两者都对寒冷地区泥炭地的水文状况和CO2与CH4交换至关重要（Schuur等人，2015年；Turetsky等人，2020年）。最后，将模拟的CO2和CH4通量转换为辐射强迫引入了额外的不确定性。CO2和CH4的参数化辐射效率所涉及的不确定性有限，约为10%（Etminan等人，2016年；Myhre等人，2013年）。然而，从浓度动态的建模中预期会有更大的不确定性，即扰动寿命和大气化学，我们的简化模型中没有考虑时间变化。特别是，影响CH4排放导致的总辐射强迫的化学反馈是复杂的，可能会随时间发生变化（Meinshausen等人，2020年），而我们假设间接辐射强迫是一个常数。自从Myhre等人（2013年）的综述以来，已经提出了较弱的间接辐射强迫效应（Forster等人，2021年），因此我们呈现的辐射强迫结果包括和不包括CH4的间接辐射强迫，应被视为一个潜在的不确定范围。模拟的辐射强迫还取决于背景浓度，在前工业时代这些浓度相对稳定且已知，而后来则根据RCP情景进行设定。总体而言，重要的是要注意，由于CO2封存和CH4排放产生相反的辐射强迫效应，特别是在泥炭地发展的早期阶段，净辐射强迫对输入数据和模型假设非常敏感；例如，所谓的切换时间，即累积的CO2吸收超过同时期的CH4排放，使净辐射强迫变为负值，这个时间严重受到C通量和泥炭地横向扩展的数据的影响（Mathijssen等人，2022年）。

4 结论

历史上，泥炭地一直是长期的CO2汇和CH4源，对全球气候产生了显著影响。我们的模型模拟显示，在高变暖情景（RCP8.5）下，泥炭地将从净冷却转变为净增温，主要是由于CH4排放增加和CO2封存量减少。这种转变将在21世纪中叶导致正的辐射强迫，进一步加剧气候变暖。然而，在低变暖情景（RCP2.6）下，全球温度保持在2°C以下，泥炭地将主要保持其作为碳汇的角色，有助于避免这种反馈循环。因此，严格的气候缓解措施对于防止泥炭地成为未来变暖的重要贡献者至关重要。

致谢

Nitin Chaudhary感谢瑞典研究委员会FORMAS基金（合同编号2019-01151）和Crafoord基金（编号20210996）的资助。LPJ-GUESS模拟得益于瑞典国家计算基础设施（SNIC）在隆德大学科学和技术计算中心（Lunarc）提供的资源，项目编号LU 2025/2-39、LU 2025/12-5，以及林雪平大学的项目编号NAISS 2025/22-1776、2025/23-732、NAISS 2025/22-216、NAISS 2025/6-131的支持。N.C.感谢隆德大学在区域和全球地球系统建模（MERGE）以及变化气候中的生物多样性和生态系统服务（BECC）战略研究领域的支持。我们感谢世界气候研究计划中的耦合建模工作组（CMIP），并感谢气候建模小组生产和提供他们的模型输出。

作者声明与本研究无关的利益冲突。

本研究使用的模型输出数据是公开可获取的，可以通过Chaudhary（2024年）从Zenodo下载。