多年冻土甲烷循环研究
的碳池对多年冻土的估计在4到110千克碳m-2之间(Schell和Ziemann 1983;Tarnocai和Smith 1992;Michaelson et al. 1996)。这些巨大的变化可以归因于不同的土壤类型(从矿物土壤到泥炭土壤)和不同的测量深度(从几厘米到1米深度)。永久冻土既可以作为二氧化碳和甲烷的来源，也可以作为碳汇(图15.2)。在厌氧条件下，由于多年冻土的洪水和多年冻土地表以上回水的影响，有机物的矿化只能由所谓厌氧食物链的专门微生物逐步实现(Schink和Stams 2006)。有机物分解的重要中间体是氢、二氧化碳和醋酸盐，它们可以被产甲烷古菌进一步还原为甲烷(甲烷生成)(见15.3.1节)。微生物对碳的发酵比氧化呼吸要慢得多。由于长期的厌氧条件和冻土的低原位温度，有机质在这些环境中积累(泥炭形成)。
然而，有机物的数量并不能说明其质量。然而，这决定了有机化合物作为能源的可用性
图15.2多年冻土碳循环。永久冻土既是CO2和CH4的源，也是其汇。在好氧条件下，土壤有机质(SOM)通过呼吸生成CO2，而在厌氧条件下，SOM通过一系列微生物过程分解生成CH4。甲烷从厌氧土壤层向大气的通量是由扩散(缓慢)、沸腾(快速)和通过植物介导的运输(绕过氧化土层)引起的。因此，运输方式决定了甲烷在好氧土壤层中被微生物再氧化的数量。光合作用为永久冻土环境中的二氧化碳提供了一个重要的吸收槽。因此，生物质就产生了。相比之下，土壤上层大气甲烷的消耗(负甲烷通量)对甲烷收支的作用很小。箭头的粗细反映了上述过程的重要性
图15.2多年冻土碳循环。永久冻土既是CO2和CH4的源，也是其汇。在好氧条件下，土壤有机质(SOM)通过呼吸生成CO2，而在厌氧条件下，SOM通过一系列微生物过程分解生成CH4。甲烷从厌氧土壤层向大气的通量是由扩散(缓慢)、沸腾(快速)和通过植物介导的运输(绕过氧化土层)引起的。因此，运输方式决定了甲烷在好氧土壤层中被微生物再氧化的数量。光合作用为永久冻土环境中的二氧化碳提供了一个重要的吸收槽。因此，生物质就产生了。相比之下，土壤上层大气甲烷的消耗(负甲烷通量)对甲烷收支的作用很小。箭头的厚度反映了上述过程和碳源对微生物的重要性(Hogg 1993;伯格曼等，2000年; see also Chap. 16). For this purpose, the腐殖化例如，指数(HIX，无因次)是有机物质量的标准，因此可以提供有关微生物代谢的适当信息(Zsolnay 2003)。研究表明，永久冻土中有机碳的有效性随着HIX的增加而降低(Wagner et al. 2005)。进一步表明，全新世永久冻土沉积物的HIX随着深度的增加而不断增加(Wagner et al. 2007)。这说明随着深度的增加，腐殖化程度越高，微生物对有机碳的可利用性越低。因此，除了数量，土壤有机质的质量也应考虑到冻土作为一个巨大的环境碳储层．
在永久冻土生境(上层含氧土壤层、根际)中，只要有氧气存在，甲烷就会被好氧甲烷氧化细菌氧化成二氧化碳(见15.3.2节)。在湿地中产生的甲烷中，76%至90%以上的甲烷在进入大气之前被这些专家氧化(Roslev和King 1996;Le Mer和Roger 2001)。因此，生物甲烷氧化代表北极永久冻土环境中甲烷的主要汇。
植被是微生物过程和甲烷运移的另一个重要因素。植物对甲烷排放既有促进作用，也有减弱作用。通过维管植物的通气组织，氧气从大气中输送到根际，从而刺激甲烷氧化在其他缺氧的土壤地平线(Van der Nat and Middelburg 1998;Popp et al. 2000)。在相反的方向上，通气组织是甲烷从缺氧层输送到大气的主要途径，它绕过了土壤中甲烷氧化最突出的氧/缺氧界面。研究表明，从潮湿的永久冻土释放的甲烷中，多达68%是通过苔草等莎草输送的(Kutzbach et al. 2004)。此外，植被为甲烷生成提供了基质，如腐烂的植物物质和新鲜的根分泌物(Whiting和Chanton 1992;Joabsson et al. 1999)。
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