冰川冻土, 2023, 45(1): 1-17 doi: 10.7522/j.issn.1000-0240.2023.0001

第二次青藏高原综合科学考察研究

青藏高原大气CH4源汇及其浓度时空变化特征研究进展

王逸凡,1,2, 高晶2, 胡迈3, 姚檀栋2, 牛晓伟2, 赵爱斌2, 申子恒1,2

1.兰州大学 资源环境学院, 甘肃 兰州 730000

2.中国科学院 青藏高原研究所, 北京 100101

3.中国科学院 长春光学精密机械与物理研究所, 吉林 长春 130033

The source and sink of atmospheric methane and spatial-temporal variation of its concentration on the Qinghai-Tibet Plateau

WANG Yifan,1,2, GAO Jing2, HU Mai3, YAO Tandong2, NIU Xiaowei2, ZHAO Aibin2, SHEN Ziheng1,2

1.College of Earth and Environmental Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，China

2.Institute of Tibetan Plateau Research，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100101，China

3.Changchun Institute of Optics，Fine Mechanicsand Physics，Chinese Academy of Sciences，Changchun 130033，China

收稿日期: 2022-03-10   修回日期: 2022-09-17  

基金资助: 第二次青藏高原综合科学考察研究项目.  2019QZKK0208
国家自然科学基金项目.  41922002

Received: 2022-03-10   Revised: 2022-09-17  

作者简介 About authors

王逸凡，硕士研究生，主要从事大气甲烷浓度变化与机制研究.E-mail：wangyifan20@lzu.edu.cn , E-mail：wangyifan20@lzu.edu.cn

摘要

甲烷（CH4）是仅次于二氧化碳（CO2）的重要温室气体。随着青藏高原气候的暖湿化，整个高原将可能成为一个潜在的碳源，要实现《巴黎协定》的1.5 ℃和 2 ℃温控目标，需要准确估算未来剩余的碳排放空间。因此，准确地认识青藏高原大气CH4的源汇特征、时空变化过程及机理，对预测及应对变暖，帮助政府做出科学的节能减排决策具有重要的现实意义。本文从大气CH4的观测方法、源和汇、CH4浓度的时空分布特征3个方面总结了青藏高原已有大气CH4的研究进展，结果表明：目前，青藏高原大气CH4观测主要有地基观测和卫星遥感，缺少空基观测，在卫星产品中，AIRS的CH4浓度数据质量最好；青藏高原大气CH4以自然来源为主，可以确定的主要来源有湿地、湖泊和畜牧业，地质活动、植被和多年冻土是否是CH4的主要源还存在争议；吸收汇主要是对流层的OH自由基和高山草甸；青藏高原CH4浓度的季节分布呈单峰特征，夏季最高，CH4浓度的增减与亚洲夏季风的进退同步；青藏高原CH4浓度年均增长约为5~8 ng·g-1，大于周边地区；青藏高原近地面的CH4高值出现在中部，从地面到对流层顶CH4浓度逐渐减小，但高原东部和北部减小幅度大于西南部。未来应加强大气CH4三维连续观测，改进卫星反演算法和源汇解析模型，准确量化青藏高原大气CH4时空变化过程，揭示其变化机理，以期为未来高效减排政策提供科学依据。

关键词： 青藏高原 ; CH4的时空分布 ; CH4的源和汇 ; 大气CH4影响因素

Abstract

Methane （CH4） is regarded as the second most important greenhouse gas after carbon dioxide （CO2）. Under the warming and wetting of the climate， the Qinghai-Tibet Plateau may become a potential carbon source. To achieve the 1.5 ℃ and 2 ℃ temperature control targets of the Paris Agreement， it is necessary to accurately estimate the remaining carbon emission space in the future. Therefore， an accurate understanding of the source and sink functions， spatial-temporal changes and mechanisms of atmospheric CH4 in the Qinghai-Tibet Plateau is of great practical significance to predict and cope with warming and help the government make scientific decisions on energy conservation and emission reduction. This paper summarizes the existing research progress from the following three aspects： observation method of atmospheric methane， source and sink of methane， and the spatial-temporal variation of the atmospheric CH4. The results show that the observations of atmospheric CH4 on the Qinghai-Tibet Plateau are mainly ground-based observations and satellite remote sensing， lacking space-based observations， and AIRS has the best data quality among satellite products； Methane of the Qinghai-Tibet Plateau is mainly from natural sources， the main sources are wetlands， lakes and animal livestock， geological activities， vegetation and permafrost are the uncertain CH4 sources. The sink of CH4 is mainly tropospheric hydroxyl radical and alpine meadow； The seasonal distribution of CH4 on the Qinghai-Tibet Plateau has a single-peak in summer， which is synchronized with the seasonal pattern of the Asian summer monsoon； The average rising rate of CH4 concentration on the Qinghai-Tibet Plateau is about 5~8 ng·g-1·a-1， which is greater than that in the surrounding areas； The high value of CH4 concentration near the surface of Qinghai-Tibet Plateau appears in the middle part， and decreases gradually from the ground to the tropopause， but the decrease in the east and north of the plateau is greater than that in the southwest. In the future， three dimensional continuous observation of atmospheric CH4 should be strengthened， satellite inversion algorithm and source sink analytical model should also be improved. In addition， we need to accurately quantify the spatial-temporal change process of atmospheric CH4 in the Qinghai-Tibet Plateau and reveal its change mechanism to provide a scientific basis for the future efficient emission reduction policies.

Keywords： Qinghai-Tibet Plateau ; spatial-temporal variation of CH4 ; source and sink of CH4 ; atmospheric CH4 influencing factors

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本文引用格式

王逸凡, 高晶, 胡迈, 姚檀栋, 牛晓伟, 赵爱斌, 申子恒. 青藏高原大气CH4源汇及其浓度时空变化特征研究进展[J]. 冰川冻土, 2023, 45(1): 1-17 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2023.0001

WANG Yifan, GAO Jing, HU Mai, YAO Tandong, NIU Xiaowei, ZHAO Aibin, SHEN Ziheng. The source and sink of atmospheric methane and spatial-temporal variation of its concentration on the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2023, 45(1): 1-17 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2023.0001

0 引言

工业革命以来，温室气体的大量排放促进了全球变暖，带来海平面上升、南北极和高山冰雪融化、灾害性天气频发等一系列环境问题。二氧化碳（CO2）、甲烷（CH4）和氧化亚氮（N2O）是3种最重要的温室气体。虽然CH4在大气中的相对浓度不到CO2的1%，但单个CH4分子对红外线的吸收能力是CO2的28倍［1］。CH4在大气中的寿命为11.8年，其20年全球增温势（GWP）是CO2的82.5倍，百年GWP是CO2的29.8倍（表1），是具有快速增温效应的短寿命强势温室气体。CH4产生的温室作用占总温室效应的20%，被认为是仅次于水汽和CO2的重要温室气体［2］。通常使用CH4浓度和通量两个指标描述甲烷变化量。浓度表示CH4在大气中的体积分数，常用ng·g-1表示；通量表示单位时间内流经单位面积的CH4质量，用来描述CH4的传输强度。IPCC第6次评估报告指出，工业革命以来，CH4浓度迅速增加，从1750年的772 ng·g-1增长到2019年的1 866 ng·g-1，增长率为241%。目前，全球CH4浓度仍以约4 ng·g-1·a-1的速率增长，是增长速率最快的重要温室气体［3］。大气CH4浓度的上升与全球变暖的作用是相互的，一方面，CH4浓度上升会加剧温室效应；另一方面，全球变暖引发的环境变化也改变着地表环境和生物化学过程，造成CH4排放通量增加。在2018年IPCC发布的特别报告中指出，由于预计的化石燃料碳排放量已超过剩余碳预算的三分之二，所以非CO2温室气体特别是CH4的深度减排是将全球升温控制在1.5 ℃以下的必要条件［4］。

表1   各种温室气体的全球增温势［3］

Table 1  Global warming potential of various greenhouse gases［3］

温室气体在大气中的存留时间/a辐射效率GWP-20GWP-100GWP-500
CO2>2001.33±0.16×10-5111
CH4（含化石燃料）11.8±1.85.7±1.4×10-482.5±25.829.8±1110.0±3.8
CH4（不含化石燃料）11.8±1.85.7±1.4×10-480.8±25.827.2±117.3±3.8
N2O109±102.8±1.1×10-3273±118273±130130±64
HFC-325.4±1.11.1±0.2×10-12 693±842771±292220±87
CFC-1152.0±10.42.91±0.65×10-18 321±2 4196 226±2 2972 093±865
PFC-145×1049.89±0.19×10-25 301±1 3957 380±2 43010 587±3 692

注：HFC-32、CFC-11、PFC-14分别是二氟甲烷（CH2F2）、三氯一氟甲烷（CCl3F）、四氟化碳（CF4）的化学简称；GWP-20、GWP-100、GWP-500分别表示20年、100年和500年的全球增温潜势。

Note：HFC-32，CFC-11 and PFC-14 are chemical abbreviations of difluoromethane（CH2F2）， trichlorofluoromethane（CCl3F） and carbon tetrafluoride（CF4），respectively；GWP-20，GWP-100 and GWP-500 represent the global warming potential in 20，100 and 500 years，respectively.

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青藏高原拥有中国最大面积的湿地和多年冻土，二者作为重要的碳库对气候变化十分敏感。目前，青藏高原正以超过全球升温率2倍的速度快速变暖［5］，导致高原上的湿地和冻土都发生了显著变化，这势必影响着青藏高原CH4浓度的时空分布和变化过程。青藏高原CH4的时空变化研究可追溯至1997年，姚檀栋等［6］分析了喜马拉雅山中段达索普冰芯包裹气体中的CH4含量，发现过去2000年来青藏高原大气CH4浓度与升温、降温事件有很好的对应关系，并从工业革命前至今增长了近1.5倍。近年来，大量研究表明：湿地、湖泊、畜牧是青藏高原大气CH4的重要来源。在全球变暖的背景下，青藏高原不断暖湿化［7］，气候变暖改变了产CH4微生物菌群的活性，降水增加加大了土壤含水量，扩大了湖泊面积，从CH4的产生和氧化两方面加大了排放通量［7］。气温升高还会导致多年冻土融化塌陷形成热融湖塘，或者发生热融滑塌、热喀斯特地貌形成，显著影响青藏高原CH4的收支［8］。有研究通过卫星遥感发现2003—2016年青藏高原上空CH4浓度年均增长率达5~8 ng·g-1，显著高于周边地区［9］。尽管目前青藏高原被认为是CH4的净汇［10］，但如果变暖和变湿持续下去，整个高原将成为一个不断增加的碳源［11］。因此，厘清青藏高原大气CH4的源、汇及其浓度的时空变化，对预测全球变暖，做出科学的节能减排决策具有非常重要的意义。

1 青藏高原大气CH4的观测方法

目前，青藏高原CH4的观测可分为地基观测、空基观测和卫星遥感反演三类，各有其优势和不足列于表2。CH4的浓度观测三类方法均可实现，通量观测主要采用地基观测和卫星遥感。地基观测数据容易获取，可用于特定地点的CH4通量和浓度变化研究，但空间局限性较大；空基观测借助于飞机、系留球等平台，能够实现对流层中上层CH4浓度的短期观测，但探测成本高昂，难以进行长期连续探测；卫星遥感通常使用红外遥感，拥有探测范围广、时间序列长等优点，是一种全球尺度的宏观观测方法，但由于星载传感器空间分辨率和反演算法的差异，数据精确度需要通过原位观测进一步验证。

表2   CH4的三类观测方法比较

Table 2  Comparison of three kinds of methane observation methods

CH4的观测方法观测时间观测空间观测成本数据精度观测类型
地基观测长期连续定点观测较低高浓度和通量
空基观测短期不连续垂直廓线较高高浓度
卫星遥感长期连续几乎覆盖全球很高有待验证浓度和通量

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1.1　地基观测

青藏高原CH4的地基观测包括地表通量观测和近地面浓度观测，数据容易获取且瞬时性强，为系统性研究CH4等温室气体浓度的动态变化规律和源汇机制提供了有效的观测资料。

CH4地表通量观测的常用方法有静态箱法（叶室法）和涡度协方差法。静态箱法原理是通过测量一个箱体内待测气体浓度随时间的变化率来计算气体的释放通量。该方法常用于测量湿地、水体、草场等不同下垫面温室气体通量。静态箱是一个密封的无底箱体，通常由不锈钢、有机玻璃等坚固、稳定的材料制成。如果待测下垫面为水体、湿地，可在静态箱底部加一圈浮板［12］；如果待测下垫面为旱地，静态箱底部为一个地箱［13］。与静态箱法需要较多人工投入相比，涡度协方差法可以在不干扰环境条件的情况下实现对CH4通量的长期、连续、高精度的自动化观测［14］。

使用静态箱法研究青藏高原CH4通量始于1996年。林清等［15］使用有机玻璃静态箱在青海五道梁采集了冻土活动层表面气体样本，埋箱后第5天开始，每天在08：00、14：00、20：00（北京时，下同）各使用针管吸取箱内气体一次，随后运回实验室，用Mat-271气体质谱仪测定了CH4浓度。随后，Cao等［16］、魏达等［17］、郭小伟等［18］分别在西藏纳木错和青海皇城乡用静态箱收集气体的方法研究了高寒草原CH4通量。这些研究结果均表明高寒草甸是CH4的汇。2018年，张舜尧等［19］在祁连山南麓的木里镇使用与基于光腔衰荡光谱技术（CRDS）的G2132i型甲烷碳同位素分析仪连接的静态箱，实现了对箱内甲烷稳定碳同位素含量的实时监测，得出了青藏高原冻土区湿地近地表生物成因CH4占比下降，热成因CH4占比上升的结论。2020年，Wang等［20］使用漂浮静态箱在青藏高原G109沿线观测了多个热融湖塘的CH4通量，得出冒泡是热融湖塘CH4排放的主要方式。涡度协方差法在青藏高原CH4通量研究的应用相对较晚，2011年，Song等［21］使用此方法对青海海北州乱海子高山草原进行了2年CH4通量观测，提出非生长季湿地对CH4排放的重要贡献；之后涡度协方差法还应用于川西高原泥炭地和高山草原CH4通量的测量［22-23］。

近地面大气CH4浓度观测可获取大气CH4的绝对含量，与通量观测共同反映了地表CH4变化过程，主要在地面大气观测台站进行长期连续观测。青海的瓦里关全球大气本底站是首个青藏高原地区的大气CH4浓度观测站，早期使用人工观测方法，2008年以后开始使用基于光腔衰荡光谱技术（CRDS）的CH4连续、高精度观测技术。人工观测方法是每周使用便携式采样器和flask硬质玻璃瓶采集一次大气样品，在实验室使用气相色谱-火焰化离子检测法（GC-FID）分析得到样品CH4浓度［24］。2009年和2011年，青藏高原东南部的香格里拉区域大气本底站和四川海螺沟国家大气背景站也开始了大气CH4浓度观测［25-26］。

1.2　空基观测

基于飞机、气球、无人机等飞行平台的观测可以获取大气CH4的垂直分布特征，这不仅弥补了地基观测的空间局限性，而且相较于卫星反演的数据可信度更高［27］。国际上已有众多研究利用飞机实现了对CH4的高空观测［28-30］。国内对CH4的空基观测较少，王木林等［31］于1988年11月在新疆古尔班通古特沙漠用飞机采样首次获得了从地面到4 000 m高空的CH4廓线，开辟了国内对CH4空基观测的先河，但在青藏高原开展的相关空基观测几乎空白。

目前在青藏高原地区开展的大气CH4探空观测十分稀少。安徽光学精密机械研究所的袁峰等［32］利用基于CRDS技术的球载CH4在线观测系统，于2019年4月28日至29日在西藏鲁朗地区成功完成了海拔3 340~6 000 m高空CH4垂直廓线的观测。CRDS技术由于装置简单、具有更高的检测灵敏度、数据不需要频繁校准，非常适用于基于球载平台的测量［33］。CRDS装置（图1）利用气泵抽取待测气体，经过干燥管和过滤器后进入光腔，进气口和出气口各有一个针阀控制空气流速。由激光发射器发射一束激光耦合进入充满气体的光腔中，在光腔两端各有一个反射率大于99.99%的镜片，激光在两个镜片间来回反射。根据朗伯-比尔定律，单色光穿过某一非散射的均匀物质时，由于光与物质的相互作用而发生衰减，衰减量与穿过物质的有效吸收光程和物质本身的吸旋光性质有关，且呈指数型衰减。所以，当入射光与光腔发生共振时，立刻切断光源，光束在光腔中来回反射并被不断吸收，产生数十公里的有效吸收长度，这让CRDS拥有很高的灵敏度。当透射光强衰荡到原来的e-1（e为自然常数）时，记录衰荡时间。根据实验组和对照组的衰荡时间计算腔内气体的光谱吸收系数，进而确定腔内气体浓度。

图1

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图1   CRDS装置结构图［32］

Fig. 1   Structure diagram of CRDS［32］


1.3　卫星遥感

卫星遥感是一种宏观的观测方法，可以在较高的空间分辨率上实现长时间、大区域、从地面到高空三维的大气CH4浓度观测，能够有效弥补地面观测的不足［34］。目前，常用的观测CH4浓度的卫星传感器有ENVISAT搭载的SCIAMACHYS（Scanning Imaging Absorption Spectrometer for Atmospheric Chartography，扫描成像吸收光谱大气制图仪）、GOSAT搭载的TANSO-FTS（Fourier Transform Spectrometer，傅里叶变换光谱仪）、Aqua搭载的AIRS（Atmospheric Infrared Sounder，大气红外探测仪）和Snetinel-5p搭载的TROPOMI（The Tropospheric Monitoring Instrument，对流层监测仪器）［35］。SCIAMACHY只能监测大气柱干体积CH4混合比［36］，观测时段为2002年3月—2012年5月；GOSAT仅能分析晴朗天况下的区域，收集的数据只有2%~5%可用于计算CH4浓度［37］，数据覆盖主要在南北纬60°之间，观测时段为2009年1月至今；AIRS采用热红外波段7.66 μm检索大气中的CH4浓度，受云的影响较小［38］，在3.7~15.4 μm间有2 378个光谱通道，较前两者拥有更高的光谱分辨率，数据能覆盖全球。它的空间分辨率为13.5 km，观测时段为2002年9月至今。TROPOMI自2017年10月发射以来，为CH4产品提供了很高的空间分辨率和更快的回访周期，能有效监测到CH4的点源，遗憾的是TROPOMI在青藏高原地区的CH4数据十分稀少。因此，目前对青藏高原大气CH4浓度的卫星遥感观测主要采用SCIAMACHY、GOSAT和AIRS三种卫星传感器，其中以AIRS最多。

目前已有众多研究通过CH4的地基和空基观测数据验证了卫星反演数据。SCIAMACHY、GOSAT和AIRS反演的CH4浓度与全球90个地面台站观测结果通过相关系数、均方根偏差（RMSD）和平均差等对比评估后，发现AIRS反演的对流层CH4月均浓度与地面台站观测值的相关系数大多大于0.5［38］，均方根偏差、平均差最低，其与瓦里关站地面观测数据的相关系数显著高于另外两种卫星数据［37］，误差在0.2%~2.0%［39-40］，并能较准确反演CH4浓度的年际变化和季节变化趋势。Xiong等［41］利用NOAA/ESRL/GMD碳循环集团运营的26个地点的飞机气体采样结果验证了AIRS传感器反演的对流层中下层CH4廓线数据，结果表明AIRS反演的CH4浓度误差在0.5%~1.6%之间。SCIAMACHY数据和GOSET数据都不能准确地反演瓦里关地面数据的季节变化幅度与趋势。

综上，AIRS反演的CH4数据质量高于SCIAMACHY和GOSAT，与瓦里关站地面观测数据最相近，可以用来分析青藏高原大气CH4浓度变化特征。但青藏高原地形复杂、环境恶劣、站点稀少、原位观测困难，除瓦里关大气本底站之外，缺乏其他地区的CH4原位观测资料尤其是探空观测资料。为了得到更加精确的青藏高原地区CH4浓度卫星遥感数据，还需要增加原位观测的时间和密度，对卫星遥感数据进行多方位的验证。

2 青藏高原CH4的源和汇

CH4的排放源可分为自然源和人为源两大类。准确估算不同类型CH4源汇的排放量和贡献率是计算CH4收支、预测CH4对气候变暖的贡献比例、调控CH4排放总量的基础。本节梳理了青藏高原确定的和潜在的CH4源和汇（图2），发现青藏高原CH4排放以自然源为主，自然源多且复杂，其中湿地和湖泊的研究较为丰富；CH4的汇主要是高山草原（草甸）。但目前对于植被、地质活动和多年冻土的CH4排放机制不甚了解，青藏高原整体是碳源还是碳汇仍有争议。因此，理清青藏高原大气CH4的源和汇现状和产生机制，对减排政策制定具有十分重要的意义。

图2

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图2   青藏高原CH4收支示意图（黑色线条表示自然源，灰色线条表示人为源，虚线表示不确定的排放源）

Fig. 2   Methane budget of Qinghai-Tibet Plateau （Black lines represent natural sources， grey lines represent anthropogenic sources， dotted lines represent uncertain sources）


表3   青藏高原不同地点的CH4通量

Table 3  CH4 fluxes at different sites on the Qinghai-Tibet Plateau

土地类型地点观测时间CH4通量/（mg·m-2·d-1）参考文献
湿地四川红原县日干乔沼泽2013年1月—2017年12月92.3［42］
湿地青海门源县乱海子2011年7月—2013年12月72.3~92.6［21］
湿地青藏公路沿线2006年7—8月600±852［43］
高山湿草甸青海玛多县花石峡镇1996年7—8月43.2［44］
泥炭地青海玛多县花石峡镇1996年7—8月13.0［44］
次生沼泽青海玛多县花石峡镇1996年7—8月45.9［44］
湖泊青藏高原上17个大型湖泊2014年8月，2015年5月8.32×10-5［45］
热融湖塘四川若尔盖花湖2009年5—8月0.83±0.70［46］
热融湖塘青藏公路沿线2020年夏天0.15［20］
热融湖塘青藏公路沿线2019年6月，9月，2020年6—9月55.7±81.4［47］
高山草甸青海海北州2005—2006年-7.2~-6.7［48］
高山草甸青藏公路沿线2006年7—8月-0.69±0.51［43］
高山灌丛青藏公路沿线2006年7—8月-0.32±0.83［43］
高山草甸（高植被覆盖斑块）青海风火山2017年6—10月，2018年6—10月-0.16［49］
高山草甸（裸斑）青海风火山2017年6—10月，2018年6—10月-0.61［49］
高山草原西藏纳木错2008年7—9月-1.13［17］
高山草甸青海门源县皇城乡2016年10月—2017年9月-0.96±0.30［18］
高山草甸四川红原县2015年6月—2016年12月-20.7~2.8［22］

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2.1　CH4的自然源

青藏高原地区CH4的自然源包括湿地、湖泊、地质活动、植被、多年冻土等。湿地和湖泊是重要且明确的自然源，地质活动、植被和多年冻土是潜在的自然源，缺乏对其机制和排放量级的定量研究。

湿地是永久性或季节性积水区，过饱和的土壤水分提供了良好的无氧环境，导致有机质不完全分解，产生CH4。青藏高原上分布着1.32×105 km2的湿地，约占中国湿地面积的三分之一［44］，包括水分饱和的高山草甸、泥炭地、沼泽、盐沼等一系列生态系统，作为重要的CH4源，贡献了大量CH4排放通量。Kato等［43］通过青藏高原上7个站点对湿地CH4通量的观测，推出整个青藏高原湿地CH4排放量为0.48 Tg·a-1（1 Tg=1×1012 g）。Jin等［50］通过耦合陆地生态系统模型模拟计算得到，2000—2010年，青藏高原上自然湿地总的CH4排放量为0.95 Tg·a-1。青藏高原湿地产生的CH4通量在一年中有两个高峰，分别是春季融化期和夏季生长季。Chen等［42］测量了四川红原县日干乔沼泽的CH4通量为33.7 g·m-2·a-1，其中融化期贡献了69.1%~88.6%。Song等［21］在青海门源县乱海子湿地的观测得出，2012—2013年CH4排放量为26.4~33.8 g·m-2·a-1，生长季甲烷排放量占年排放量的53.9%~56.8%。研究表明湿地CH4的日排放通量峰值出现在午后12：00—18：00之间，最低值在凌晨，且不同季节基本一致［17，21，42］。青藏高原湿地CH4的排放通量在年际尺度上呈增长趋势。张贤等［51］通过TRIPLEX-GHG模型模拟了青藏高原湿地CH4排放的动态特征，结果表明青藏高原湿地CH4排放速率呈逐渐增加趋势，从1978年的0.21 Tg·a-1增长到2008年的0.32 Tg·a-1。在空间分布方面，青藏高原南部湿地CH4通量最高可达74.97 g·m-2·a-1，其次为东北部，为6.14~20.19 g·m-2·a-1［51］。目前对青藏高原湿地CH4通量的观测多集中在青海和川西地区，由于湿地空间范围的不确定性，以及湿地释放CH4的过程复杂、控制因素众多［47］，要精确量化青藏高原湿地CH4排放量，需要青藏高原不同区域和类型湿地CH4通量的大量观测，以及融化期和生长期时间长度的准确数据。

湖泊释放的CH4主要由沉积物中的微生物产生，通过扩散、冒泡和植物运输3种方式输送到大气中。青藏高原湖泊众多，模型模拟结果表明，青藏高原湖泊和池塘每年排放0.13 Tg CH4，其中87%产生于湖岸地带［52］。Yan等［45］对青藏高原上17个大型湖泊湖岸地带进行了CH4通量观测，得出CH4平均扩散通量为5.2 μmol·m-2·d-1，淡水湖CH4通量相对于咸水湖较高。相较于大型湖泊，小型湖塘单位面积释放的CH4更多。Zhu等［46］于2009年5—8月对若尔盖花湖的观测得出CH4平均通量为（52.1±43.7） mmol·m-2·d-1，其中冒泡产生的CH4通量占93%，且在盛夏时达到顶峰。Wang等［20］在2020年夏天对青藏公路沿线32个热融湖塘进行了CH4通量观测，得到CH4平均扩散通量为2.6 mmol·m-2·d-1，平均冒泡通量为6.6 mmol·m-2·d-1，并发现热融湖塘周边植被越好，CH4通量越大，但不同湖塘CH4通量的季节变化不一致。由于青藏高原上湖水的变暖和湖泊面积的扩张［53-54］，未来可能会排放更多CH4，其中小型湖塘的形成与扩大和CH4的冒泡排放尤其值得关注。

地质活动产生CH4的方式包括沉积盆地的微渗透、泥火山、海底渗漏、地热区火山、温泉等［55］。青藏高原的柴达木盆地蕴藏着丰富的CH4，目前其生成依然很活跃［56］。而喜马拉雅山地区占有全球50%以上的泥火山，泥火山中的有机质和烃源岩被热解并产生大量的烃类气体，其成分99%为CH4［57］。冯冬霞等［58］通过AIRS星载传感器反演的CH4浓度发现，青藏高原CH4浓度最大值出现在西南部，该地区位于印度板块和亚欧板块前沿叠瓦式造山带和地缝合线上，推测地质气体的排放可能是该位置CH4浓度长期高值的主要原因，但目前缺乏地质活动产生CH4通量的定量测量。

植被有多种产生CH4的方式。首先，植物的输导组织可以成为CH4传输的通道，阻止了CH4被土壤的消耗，这一作用在热带湿地森林中最为显著［59］；其次，在木本植物中，由于木材内部会形成缺氧环境，给厌氧细菌提供了适宜的生长环境，从而产生CH4，尤其在枯死植物的树干部位［60］。但植物本身能否在有氧条件下产生CH4存在较大争议。早年人们一直认为生物圈中大气CH4的源来自于严格厌氧环境中的微生物过程，然而2006年Keppler等［61］提出在有氧环境下植被叶片会直接释放CH4。随后Mcleod等［62］提出紫外线辐射可能是植物果胶产生CH4的重要机制。Cao等［16］在青藏高原高山草甸的研究发现，在一年中，草本身会释放CH4，而灌木从大气中吸收CH4，并估计了青藏高原地区高山植物贡献的CH4排放量至少是0.13 Tg·a-1。但Cao等的研究受到了质疑，Wang等［63］的实验结果表示，之前研究中植被和裸土CH4通量的差异可能是土壤温度和含水量的差异造成的，青藏高原植被是否会在有氧条件下产生CH4仍然悬而未决。随着气候变暖，青藏高原植被返青期提前，净初级生产力（NPP）提高［64］，如果植物本身确实能在有氧条件下产生CH4，那么整个青藏高原的碳平衡和CH4收支都需要重新估计。

多年冻土是南北极和青藏高原地区独有的CH4排放源。青藏高原42%的区域是多年冻土［65］，大部分温度高于-2 ℃，厚度小于100 m［66］，因此对温度变化高度敏感。多年冻土储存了大量土壤有机碳（SOC），据估计，青藏高原0~2 m表层土壤的SOC含量为（19.0±6.6） Pg（1 Pg=1×1015 g），2~25 m深层土壤的SOC含量为（130.0±40） Pg［10］，形成了巨大的有机碳库。这些封存的碳与植被中的碳一起，为湿地、湖泊产生CH4提供了底物。气候变暖会加速多年冻土的退化和SOC的分解，还会融化塌陷形成热融湖塘和热融滑塌，改变地表环境，向大气释放更多的CH4。近30年间，仅青藏公路沿线的热融湖塘面积就从107.14 km2增加到184.92 km2［67］，通过气泡、扩散等方式向大气中排放CH4，对青藏高原上CH4的收支产生了显著贡献［19］，但对于整个青藏高原热喀斯特地貌影响的区域面积还没有精确的估计［10］。研究表明，土壤温度、土壤含水量、土壤pH值、产甲烷菌丰度、地下水位和土壤碳同位素都是青藏高原多年冻土CH4通量的潜在影响因素［19，42，68-70］，但目前的研究大多限于地表环境因子和土壤物化性质对CH4排放的影响，缺少深层次挖掘CH4产生和氧化的微生物机制。

2.2　CH4的人为源

畜牧是青藏高原地区最重要的CH4人为源，其次是化石燃料和垃圾填埋场。

畜牧有两种方式产生CH4：一种是动物不能直接消化植物中的纤维素，由胃室里的微生物群落厌氧发酵产生CH4，并随着逆呕动作从口腔中排出，这部分来自于牛、羊、骆驼等反刍动物，占畜牧CH4主要来源的90%；另一种是由牧场沉积的动物尿液和粪便发酵产生［71-72］。青藏高原牧场面积广阔，约占高原面积的60%，畜牧业是其主要的生产生活方式［11］。从1978年以来，青藏高原家畜数量增加了近300%［73］，西藏雅鲁藏布江谷地和青海湟水谷地是畜牧引起的CH4排放高值区，通量大于3 g·m-2·a-1［74］。Xu等［75］通过测量呼吸室内CH4浓度的变化，得出1~3岁藏绵羊CH4日排放量分别为17.65 g、19.49 g和21.06 g。畜牧业排放CH4的强度直接受温度的影响，温度的升高很可能会提升牲畜系统的生产力，导致CH4排放强度的增加，但温度变化对畜牧CH4排放的潜在影响尚未得到任何系统的量化［73］。畜牧对草场环境的影响也会间接影响CH4通量。Lin等［48］发现，在青藏高原高山牧场，有牦牛粪便的斑块是CH4的源（199~586 μg·m-2·h-1），对照区是CH4的汇（-30~-28 μg·m-2·h-1）。Wei等［76］于2009—2010年在青藏高原中部高山草原对温室气体通量观测发现，禁牧区土地对CH4的吸收速率比放牧区高14.8 μg·m-2·d-1，并提出对牧区的封闭管控是减少高山草原温室气体排放的重要举措。但也有研究表明适度放牧可能会增强碳封存，增加土壤的碳储量［77］。

化石燃料造成的CH4排放主要是煤炭、石油和天然气在开采、加工、运输、使用过程中产生的，尤其是页岩气的开采［78］。青藏高原的油气工业集中在柴达木盆地［79］，随着天然气资源的不断开发，可能会造成更多CH4排放，但目前还没有研究对柴达木盆地油气工业产生的CH4通量进行量化。此外，多年冻土融化会导致天然气管道破裂，增加CH4运输途中的泄露［80］。

垃圾填埋场也是主要的人为CH4源，主要分布于人口密集的城镇附近。垃圾填埋场提供了良好的厌氧环境和大量有机物，在CH4菌的发酵作用下，有机物分解产生CH4。垃圾组分、填埋场水分状况、垃圾温度、pH值、垃圾年龄等因素都会影响CH4产量，其中温度在30~41 ℃时，厌氧菌繁殖速度最快［81］。降水通常也会加大CH4产量，但过大的降雨可能导致垃圾内孔隙减少从而阻碍CH4的释放［82］。2018年，西藏自治区已建成垃圾填埋场111座，生活垃圾清运量4.5×105 t，7年间翻了3倍［83］。随着西藏城市化水平的不断提高和旅游人次的快速增长，生活和旅游垃圾的产生量和清运量也随之增加，加大了CH4的排放。

2.3　CH4的汇

与CH4复杂的源相比，CH4的汇相对简单。大气中CH4的汇主要有3种，分别是对流层中的OH自由基、平流层中的氯离子和土壤中的氧化菌。在青藏高原，最具地区特色且研究成果最为丰富的CH4的汇是高山草原（草甸）。

OH自由基是低层大气的首要清洁剂，大气中CH4最主要的清除过程就是与对流层中的OH自由基反应生成甲基和水，尤其是在光照充足的热带地区［35］。此过程清除CH4的多少与大气污染状况相关，在高污染地区，大气中的氮氧化物较多，氮氧化物是臭氧的前身气体，臭氧又是OH自由基的前身气体，因此OH自由基浓度较高。而在青藏高原，大气污染程度很低，也对应着OH自由基浓度的低值区［84］。

对流层中少部分CH4通过Brewer-Dobson环流向上传输至平流层下部［85］，其浓度随着高度的升高迅速降低，平流层中的CH4主要被氯离子氧化消除。在青藏高原，强烈的对流运动主要发生在西南部，在亚洲夏季风的作用下，CH4被抬升至对流层顶，进而进入平流层［86］。值得注意的是，CH4无论是与OH自由基反应生成的水汽，还是与氯离子反应生成的CH3Cl，同样是重要的温室气体。

干燥土壤中的CH4氧化菌能对CH4起到逐层吸收的作用，且土壤温度、湿度、碳氮含量、pH值和孔隙状况都能影响土壤对CH4的吸收速率［87］。在青藏高原，草地和森林土壤对CH4的吸收量是研究青藏高原碳循环的关键。大多数研究均支持青藏高原高山草甸和高山草原是CH4的净汇，吸收通量为0.69~7.2 mg·m-2·d-1，且高山草原大于高山草甸，夏秋季大于冬春季［17-18，22，43，48-49］。据估算，青藏高原草地和森林土壤每年吸收0.36 Tg CH4，其中草地土壤占78.4%，并占全国草地CH4吸收量的44%［88］，另有估算认为仅青藏高原高山草甸每年就能吸收（0.41±0.04）Tg的CH4［22］。

由于高原冻土和湿地生态系统的不稳定性，青藏高原的土壤整体是碳源还是碳汇仍有争议。Jin等［50］采用耦合陆地生态系统模型模拟得到青藏高原在1979—2000年是CH4的净排放源，排放量为0.76 Tg·a-1；Yun等［89］在青海北麓河的观测表明青藏高原多年冻土地区春季是CH4的源，秋季是CH4的汇，总体是CH4的净汇，每年吸收（0.86±0.23） g·m-2，比格陵兰岛北部、阿拉斯加和西伯利亚西部等多年冻土区对CH4的吸收更强烈；Zhang等［69］通过对51处土壤样品的实验室培养与机器分析的方法估计了青藏高原CH4的收支，结果表明湿地是CH4的源，排放量为0.6 Tg·a-1，高山草甸和草原是CH4的汇，每年吸收10.9 Tg，总体上青藏高原是CH4的强烈吸收汇，吸收量为10.3 Tg·a-1。但Kato等［43］提出了不同的意见，在2006年7—8月观测到青藏高原上7个站点湿地CH4平均通量高达600 mg·m-2·d-1，相当于高山草甸和灌丛CH4吸收通量的100~200倍，并指出至少在夏季，青藏高原整体是CH4的源。Mu等［10］指出，由于青藏高原西部和北部的CH4通量观测十分稀少，尤其缺乏多年冻土深度、SOC含量和土地覆盖类型的精确数据，很大程度上影响了土壤碳的准确估计，所以目前对于青藏高原多年冻土区是CH4的源还是汇还未达成共识。

3 青藏高原大气CH4浓度的时空分布

前文已梳理了青藏高原大气CH4的源和汇及其通量，可以用来自下而上估计CH4的收支，而其通量变化具有明显的时空变化特征。本章将基于已有研究结果，总结出青藏高原地区CH4浓度的时间和空间分布特征，由点及面，对青藏高原大气CH4整体的变化过程进行梳理。

3.1　时间分布特征

3.1.1　季节变化特征

地面台站观测数据分析表明，青藏高原上的瓦里关站CH4浓度呈单峰分布，峰值出现在7月，与中国东部地区CH4浓度季节变化有较明显差异［90-91］。这可能与瓦里关附近人类活动较少、CH4生物源和冻土排放的季节性变化有关。云南香格里拉站的CH4季节变化也呈单峰分布特征，但峰值略晚于瓦里关，出现在9月［92］。四川海螺沟站CH4浓度季节变化与瓦里关、香格里拉明显不同，呈春夏低、秋冬高的特征，这可能是因为海螺沟靠近四川盆地，盆地内稻田和湿地产生的CH4因地形相对闭塞难以流出，在冬季风的作用下在高原东部积累［26］。在青藏高原3个大气站点中，香格里拉、海螺沟位于高原边缘，属于高山针叶林带，且易受内地地区CH4排放源的影响；瓦里关相对靠近高原腹地，植被为高山草原，附近人类活动稀少，且站点建在山顶，大气混合较为均匀，在3个站点中最能代表青藏高原大气CH4的普遍状况。

卫星遥感和模型模拟的结果得到的青藏高原500~100 hPa对流层各高度CH4浓度年变化大体一致［93］，总体表现为单峰季节变化特征［58］，4月浓度最低，6—8月迅速上升，8—9月达到峰值，其中以6—7月CH4浓度的增幅最大，这与亚洲夏季风的进退和高原反气旋的形成和消散同步［86］，10月至次年春季逐渐下降，但在12月有一个小峰值，这与瓦里关台站的地基观测结果十分相似。在500 hPa，CH4浓度最高，平均大于1 800 ng·g-1，季节波动幅度达70 ng·g-1；随着高度的上升，CH4浓度不断减小，季节波动幅度也随之减小。至100 hPa，CH4平均浓度降至1 680 ng·g-1，季节波动幅度小于20 ng·g-1。这种季节变化很可能与青藏高原特殊的生态环境与以畜牧业为主的生产方式有关。夏季，冻土融化和微生物活动产生了大量CH4；冬季，湖水结冰，牧草枯萎，而青藏高原又不集中供暖，CH4的排放源大大减少。但其空间分布特征随高度变化。例如，在407.25 hPa和306.75 hPa，青藏高原中部唐古拉山一线是冬季和春季CH4浓度的低值区，但夏季和秋季，这一带的CH4浓度低值消失；在206.25 hPa，青藏高原大气CH4浓度在四季均呈现出从西南到东北不断降低的变化特征［58］，但喜马拉雅地区年均CH4柱浓度比西藏腹地高约6×1018 molecules·cm-2［94］，夏季风期间的上升尤为明显，这可能与亚洲夏季风的进退关系密切。

3.1.2　年际变化特征

青藏高原瓦里关站拥有长期的CH4观测，能较好地反映其年际变化特征，其2009—2011年大气CH4浓度平均增长率为（9.4±0.2） ng·g-1·a-1［95］，2010—2016年的大气CH4浓度平均增长率为（8.2±0.1） ng·g-1·a-1［96］，2011—2020年瓦里关大气CH4浓度平均增长率为8.44 ng·g-1·a-1（图3），均高于全球平均水平。

图3

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图3   基于地面观测和卫星遥感的CH4浓度增长率

注：地区500 hPa高度2011—2020年CH4浓度年均增长率插值瓦里关站CH4浓度月均数据下载自世界温室气体数据中心（https：//gaw.kishou.go.jp/），AIRS第七版三级标准产品的CH4月均浓度网格数据下载自美国宇航局地球科学数据和信息服务中心（https：//disc.gsfc.nasa.gov/）。

Fig. 3   The growth rate of CH4 concentration from ground observation and remote sensing ［Annual average concentration and linear regression of CH4 at Waliguan station from 2011 to 2020 （a）； Interpolation of annual average growth rate of CH4 concentration at 500 hPa height in East Asia retrieved by AIRS from 2011 to 2020 （b）］

Note：The monthly average CH4 concentration data of Waliguan station is downloaded from the world greenhouse gas data center（https：//gaw.kishou.go.jp/），the monthly average CH4 concentration grid data of the AIRS L3 V7.0 standard products is downloaded from NASA geoscience data and Information Service Center（https：//disc.gsfc.nasa.gov/）.


卫星遥感也显示出青藏高原大气CH4浓度在快速增加。2002—2016年，青藏高原除了藏东南低海拔区域外，500 hPa的CH4浓度月均增长率普遍高于全国其他地区［9，97］，通常大于6 ng·g-1·a-1，最高值出现在高原中部，最低值出现在高原东南部。这可能是由于青藏高原气候的暖湿化导致冻土活动层加深、NPP提高以及高原湖区面积的扩大。在对流层中下层（1 000~400 hPa），青藏高原CH4浓度的年均增长速率（约5~8 ng·g-1·a-1）显著高于东亚地区（约2.0 ng·g-1·a-1），最大值出现在西藏的东部和西部。这种变化特征可能与外来CH4的积累、畜牧业的发展和冻土封存的碳释放有关。在200 hPa处，青藏高原大气CH4年均浓度平均每年增加4.9 ng·g-1［98］。冬季、春季、秋季CH4的增长率随着海拔的升高而下降，但夏季却随海拔逐渐上升，在200 hPa处达到最大。这可能是由于夏季对流层下层的强对流将CH4输送到上层所致［98］。吴晓迪［99］结合了AIRS传感器和MOZART-4模型，用正弦拟合描绘了中国近地表CH4浓度2007—2020年的变化规律，发现青藏高原近地表CH4浓度增长率仅次于华北地区。

总之，根据目前的研究，近年来青藏高原大气CH4浓度的平均增长率高于周边地区和全球平均水平，且高原腹地CH4浓度增长率大于边缘地区［图3（b）］。但目前大多数研究尚停留在现象分析阶段，没有与CH4的排放源结合进行青藏高原大气CH4浓度快速上升的机制分析。随着青藏高原的暖湿化，冻土的消融、植被的增多、湖泊的扩展以及外界的传输都是CH4浓度快速上升的潜在影响因素，在未来的研究中亟待深入挖掘。

3.2　空间分布特征

青藏高原区域大气CH4浓度的空间分布特征通常使用卫星反演的CH4浓度产品计算平均值后经过空间插值或栅格化处理得到，或使用模型模拟得出。由于不同论文的数据来源、数据类型、研究时段不同，所以得到的青藏高原大气CH4浓度的空间分布有所差异。AIRS反演数据与青藏高原的瓦里关站数据的相关系数最高（R=0.81）［97］，分析结果如图4所示。在500 hPa，青藏高原大气CH4浓度呈中间高、南北低的空间分布特征，四川西北部和西藏阿里地区是两片明显的高值区；在150 hPa，则呈现出西南高、东北低的特征，高值区沿喜马拉雅山分布，与冯冬霞等［58］的研究结果相似。图4（b）反映了青藏高原大气CH4浓度随高度上升而降低的特征，在青藏高原东部和北部下降幅度较大，在西南部下降幅度较小。这可能是因为500 hPa大气CH4浓度主要受局地源汇影响，青藏高原中部湖泊、湿地密布，CH4排放量大，所以CH4浓度高；而150 hPa大气CH4浓度主要受大气传输影响，亚洲夏季风将印度地区产生的CH4传输至对流层上层，并在青藏高原西南部汇集形成高值区［86］。

图4

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图4   AIRS遥感的青藏高原大气CH4浓度和不同高度差值

Fig. 4   Atmospheric CH4 seasonal average concentration and D-value of different altitude over the Qinghai-Tibet Plateau from AIRS［Distribution of atmospheric CH4 seasonal average concentration at 500 hPa and 150 hPa over the Qinghai-Tibet Plateau （a）； D-value of atmospheric CH4 seasonal average concentration at 500 hPa and 150 hPa over the Qinghai-Tibet Plateau （b）］


Zhang等［36］、吴晓迪［99］、Xu等［100］分别利用SCIAMACHYS星载传感器、AIRS星载传感器和CAM-chem大气化学模型的数据分析了近年来中国近地表和对流层大气柱平均CH4浓度的空间分布，均显示出中国大气CH4浓度总体呈东高西低的分布特征，CH4浓度高值区主要在华北、华东以及四川盆地等人口密集、工业发达的地区，青藏高原CH4浓度最低，比中东部地区平均低100 ng·g-1左右。不同卫星和模型模拟的结果对青藏高原地区大气CH4浓度的空间分布和绝对值仍存在较大差异。尽管AIRS传感器的数据通过了瓦里关等地面台站的验证，被证明数据质量很高，但地面台站的单点验证难以证明大空间区域和垂直方向上数据的可信度。未来，随着青藏高原地区CH4空基观测的增加，将为卫星遥感和模型模拟的数据提供更多的验证途径。

3.3　大气CH4浓度变化的影响因素

前文已述及青藏高原大气CH4浓度的时空分布特征，已有研究认为，温度、降水、植被类型和东亚季风传输强度是影响青藏高原大气CH4浓度时空变化的主要因素。前三者通过影响生态系统和大气的CH4交换过程，改变CH4通量，进而影响近地面大气CH4浓度，后者则通过动力传输作用影响高层大气CH4浓度。

温度可以直接影响产CH4菌落的活性，与湿地、高山草原（草甸）、湖泊的CH4通量均呈正相关。温度升高造成冰川、冻土的融化形成了众多热喀斯特地貌，产生了更多的CH4排放源。Chen等［22］对川西红原县高山草甸的CH4通量的观测发现气温与CH4通量显著相关，气温每升高1 ℃，CH4通量增加约60.48 μmol·m-2·d-1。Cui等［101］对若尔盖湿地的CH4通量观测也发现温度与CH4通量密切相关。对青藏高原热融湖塘CH4通量的研究也都揭示了温度与CH4通量的强相关性，因为温度升高会促进溶解性有机碳的分解［20，46，102］。对于畜牧业，温度上升可以直接导致牲畜废弃物CH4排放的增加［71］。温度虽然不能直接影响牲畜肠道发酵的CH4，但可以通过影响牧草的营养价值导致牲畜排放更多的CH4［103］。据估计，在牲畜持续摄入牧草时，温度每增加1 ℃，甲烷排放就增加0.9%［103］。青藏高原大部分地区长冬无夏，一年中大部分时期土壤和水体处于冻结状态，限制了CH4的产出，所以CH4的大量排放发生在夏季，这也解释了青藏高原大气CH4浓度夏季单峰分布的原因。近年来，青藏高原的变暖速率约为全球平均水平的2倍［11］，温度升高与CH4排放形成了正反馈效应，造成青藏高原地区CH4浓度的增速大于周边地区。

降水主要通过增加土壤含水量，创造缺氧环境为产甲烷菌分解有机碳、加大CH4通量创造条件，这一作用主要发生于土壤水分未饱和的高山草甸和高山草原，因为过高的土壤水分会堵塞CH4的扩散通道［104］。青藏高原大部分降水集中于夏季，降水以及冰川、冻土的融化都会导致土壤含水量增加，并形成更多的湿地，这也是青藏高原大气CH4浓度在夏季最高的原因。此外，降水增加也可能通过浸滤和径流的方式增加淡水系统获得的外来有机物的含量，使水体富营养化，导致CH4通量增大［102］。徐颖怡［105］对若尔盖高寒草甸的控雨实验表明，截雨50%极显著增加59.5%的CH4吸收通量。王冬雪等［106］在高寒草甸5个梯度的田间实验发现土壤含水量在田间持水量的30%~60%时，高寒草甸表现为CH4的汇，随着水分增加，吸收量逐渐减少；土壤含水量在田间持水量的60%~90%时，高寒草甸表现为CH4的源，且随着水分增加，排放量逐渐增大。

CH4通量与植被类型显著相关［101］。植被类型影响着土壤和水体中的有机碳含量，CH4通量随植物物种丰富度的增加而显著增加［107］。对青藏高原不同植被类型的土壤和热融湖塘的CH4通量研究发现，CH4通量：高山沼泽草甸>高山草甸>高山草原>高山荒漠草原［20，46］，因为植被越丰富的地区土壤、湖水和沉积物中含有越多的有机碳。另有研究发现，青藏高原的高山草甸和沼泽草甸退化程度越大，CH4的吸收量越高［18，108］，高山草甸的裸地对CH4的吸收量显著大于高植被覆盖地［49］。青藏高原CH4高值区出现在东部可能与青藏高原东西部植被类型不同有关。青藏高原东部地区分布着大面积的森林、湿地和高山草甸，NPP较高，而西部地区则以干草原和高寒荒漠为主，NPP较低［11］。

在近地面，CH4浓度的变化主要受局地源汇通量的影响，但在大气边界层以上，则主要受大气传输作用的影响。青藏高原受到季风和西风的交替影响，而季风产生了明显的CH4的传输。2003—2014年AIRS传感器的CH4反演数据分析发现［93，109］，在4月初季风开始影响青藏高原，对流层中高层CH4浓度开始增加；6月高原南部、东南部地区大气低层的CH4向高原输送，配合高原南部宽广的低压带，对流层中高层CH4浓度开始明显增加。对流层高层的光化学作用大大低于地表，因此CH4高值能在对流层中高层维持约1个月，其最大值出现在8月底至9月初，比季风指数、水汽、云高和云量峰值推后半个月至一个月。亚洲夏季风的强动态运输将来自印度、东南亚和中国南部的边界层CH4提升到对流层上层，高原反气旋对高空CH4产生包围汇集，这是青藏高原西南部大气CH4局部最大值形成的两个重要因素。

4 总结与展望

随着全球变暖的加剧，青藏高原暖湿趋势日趋明显，厘清其大气CH4的源汇特征以及变化机理对预测其未来变化，准确预估碳排放空间具有重要意义。本文在简述大气CH4的观测方法、源汇及其浓度的时空分布特征和主要影响因素的基础上，指出青藏高原缺乏长期连续大气CH4观测，地面台站密度较低，空基观测更是近乎空白；青藏高原CH4主要的源有湿地、湖泊和畜牧，主要的汇为高山草原和高山草甸。由于观测数据的稀缺、多年冻土碳储量的不确定和SOC分解释放CH4内在机制的不甚了解，青藏高原整体是CH4的源还是汇仍有争议；卫星遥感与模型模拟得出青藏高原大气CH4浓度的季节变化特征为冬春低、夏秋高，年际变化特征为年均增长5~8 ng·g-1，显著高于周边地区，空间分布特征为低层浓度中间高、南北低，高层浓度西南高、东北低；温度、降水、植被类型和东亚季风是影响青藏高原大气CH4浓度的主要因素，这些因素的变化能很好地解释青藏高原大气CH4浓度的时空分布特征。

为了进一步认识青藏高原CH4的收支，需要增加青藏高原不同生态系统下大气CH4浓度的垂直探空观测和地面CH4通量和浓度的观测，一方面可以对卫星遥感和模型模拟的数据精度进行多方位验证，另一方面可以为计算SOC储量、准确估计青藏高原CH4收支提供数据。多年冻土碳排放是估算青藏高原CH4收支的难点，未来应加强冻土消融与大气CH4浓度变化过程和内在机制的动态系统研究，量化热融湖塘和热融滑塌等地形的范围和CH4释放，完善耦合地球系统模型，提升青藏高原不同类型的生态系统中CH4地气交换过程及其对气候变化影响的模拟和预估能力。随着卫星遥感技术的不断发展，未来除了基于地表观测自下而上计算CH4收支，还应通过卫星发现CH4的点源，填补地面观测的空白之处，发展自上而下的CH4收支计算方法，为准确估算未来碳排放空间从而实现全球温控目标提供科学支撑。

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