微生物颗粒有机物的还原过程受温度影响，这种影响对泥炭地中甲烷（CH4）的排放具有调节作用

《Geoderma》：Temperature-dependent kinetics of microbial particulate organic matter reduction and its regulatory effect on CH4 emissions in peatlands

　　王红艳|辛燕|詹若仪|安德烈亚斯·卡普勒|克劳斯-霍尔格·克诺尔|余志国
中国南京信息科技大学水文学与水资源学院，南京210044

**摘要**
颗粒有机物质（POM）日益被认识到是影响泥炭地土壤中甲烷（CH4）动态的重要电子受体。然而，微生物对POM还原的温度依赖动力学仍不清楚。本研究从中国五个贫瘠的泥炭地采集了泥炭土壤，并在15°C和30°C的厌氧条件下进行培养。通过介导的电化学还原（MER）技术，随时间追踪其电子接受能力（EACPOM）来评估微生物对POM的还原作用。同时研究了POM还原对青藏高原泥炭地中净CH4生成的影响。结果表明，EACPOM呈指数衰减，遵循伪一级动力学（R2 = 0.86–0.99）。平均而言，电化学可还原的EACPOM中有58 ± 12%（120–860 μmol e- (g peat C)-1）能够被微生物利用。这一比例在温度变化下基本保持不变，与先前报道的DOM值相当。在30°C时的第一级反应速率常数（kred）平均为0.08至0.28 d-1，是15°C时的三倍。温度敏感性（Q1030-15℃）介于1.8至2.5之间，与无机电子受体还原的Q10值一致。只有在约90%的微生物可利用EACPOM被消耗后，CH4生成才变得显著。高温加速了POM的还原，导致CH4生成提前启动。这些发现为微生物POM还原的动力学提供了新的见解，并强调了其在泥炭地生态系统CH4排放中的关键调控作用。

**1. 引言**
泥炭地在全球碳循环和减缓气候变化中发挥着至关重要的作用。尽管它们仅占地球表面的不到3%，却储存了超过30%（约1055 Gt）的陆地碳（Yu, 2012; Nichols and Peteet, 2019）。然而，其长期或周期性的积水状态促进了甲烷（CH4）的排放，占全球CH4排放总量的10%（Saunois et al., 2020）。由于CH4的全球变暖潜力是CO2的28倍以上，因此来自变暖泥炭地的CH4释放对气候有显著的正面反馈（Hopple et al., 2020, Roth et al., 2023）。尽管如此，调控CH4排放的生物地球化学机制及其温度敏感性仍知之甚少（Andersen et al., 2013, Bridgham et al., 2013, Conrad, 2023, Feng et al., 2020），这限制了它们在气候模型中的表现。

在厌氧条件下，复杂的植物残余物被水解并发酵成氢气（H2）、二氧化碳（CO2）和乙酸盐等底物，这些底物要么通过 terminal 电子受体过程被氧化，要么在替代电子受体（EAs）耗尽时用于甲烷生成（Blodau, 2011, Conrad, 2020）。无机电子受体如Fe(III)、SO42?和NO3?，以及有机电子受体如醌分子，支持比甲烷生成更有利于热力学的 anaerobic 呼吸过程，从而延缓了CH4的形成（Knorr et al., 2008, Knorr et al., 2009, Choi et al., 2025）。土壤有机物质（SOM）大致分为溶解有机物质（DOM）和颗粒有机物质（POM）。DOM是指能够通过0.45 μm滤膜的那一部分（Thurman, 1985, Bolan et al., 1999），而POM包括固体部分（Fichez et al., 1993）。在泥炭土中，超过90%的SOM以POM形式存在，这些POM要么吸附在矿物质上，要么与矿物质共沉淀，或者以自由颗粒的形式存在（Gorham, 1991, Lalonde et al., 2012, Cotrufo and Lavallee, 2022）。特别是在营养贫乏的泥炭地中，POM被认为是最大的电子受体库（Lau et al., 2015, Gao et al., 2019, Joshi et al., 2021; Guth et al., 2023）。因此，其浓度和还原速率是控制CH4形成的关键因素。

DOM的还原已被广泛研究（Scott et al., 1998, Bauer et al., 2007, Klüpfel et al., 2014, Aeschbacher et al., 2010, Yang et al., 2016, Walpen et al., 2018）。Bauer et al.（2007）证明，DOM被硫化氢和金属Zn化学还原遵循伪一级速率定律，而Jiang and Kappler（2008）报告称Geobacter sulfurreducens可以在几分钟内完成DOM的还原。尽管已经认识到POM在 anaerobic 呼吸中的调控作用（Gao et al., 2019a; Guth et al., 2023），但微生物对POM还原的动力学及其环境控制因素（尤其是温度）仍不甚明了。

微生物过程如水解、发酵和呼吸强烈依赖于温度（Price and Sowers, 2004, Schipper et al., 2014）。无机电子受体如Fe(III)、NO3?和SO42?的还原温度响应已有较好研究，其Q10值大多在1.5至3.0之间（Meier et al., 2005, Schilling et al., 2019, Pallud and Van Cappellen, 2006, Robador et al., 2016）。尽管泥炭地中的 anaerobic 呼吸的Q10与其他土壤相当（Liu et al., 2024），但尚未有研究明确探讨微生物对POM还原的温度敏感性。此外，湿地中CH4排放的温度敏感性通常比CO2排放更大（Liu et al., 2019），部分原因是CH4生成之前存在与电子受体还原相关的温度依赖性滞后（Van Hulzen et al., 1999）。因此，研究POM还原的温度依赖动力学及其与CH4生成的关联有助于更深入地理解泥炭地中甲烷生成的温度响应机制。

Rush et al.（2021）和Keller et al.（2023）的研究使用基于Fe(III)的电子转移测定法评估了不同温度下的微生物POM还原。然而，这些方法可能大大低估了微生物可利用的EACPOM（△EACPOM），因为POM与化学反应物之间的电子转移较慢。相比之下，介导的电化学还原（MER）分析由于存在适当的介质，能够促进POM与电极之间的有效电子转移（Aeschbacher et al., 2010, Joshi et al., 2021）。Gao et al.（2019a）和Guth et al.（2023）的先前研究证实了MER是一种有效的追踪微生物POM还原的技术，平均解释了70%的非甲烷生成CO2。基于这些发现，我们进一步探索了POM还原动力学的温度依赖性及其对后续CH4生成的影响。

在本研究中，我们假设POM还原的特性与无机电子受体相似。我们还假设高温会加速POM还原并导致CH4生成提前开始。为了验证这些假设，我们从中国不同地区采集了代表性泥炭土，并在受控实验室条件下进行培养。应用MER技术追踪了15°C和30°C下微生物POM还原的动力学。然后建立了一级动力学模型来评估动力学参数并评价温度效应。此外，我们还监测了青藏高原泥炭地中CH4和CO2的生成，以了解温度依赖的POM还原如何影响CH4生成。

**2. 材料与方法**
**2.1. 泥炭土的采集和化学表征**
本研究调查的泥炭土来自中国不同地区的五个代表性泥炭地（图1）。大九湖泥炭地（DJH，31°48.1′ N, 110°00.3′ E）位于中国中部的神农架林业区；右冀（HY，33°27′ N, 102°37.98′ E）和临泽泥炭地（LZ，29°36.32′ N, 94°44.95′ E）位于青藏高原；TX（TX，42°16.249′ N, 127°51.665′ E）代表长白山地区的北部泥炭地，而图强（TQ，52°567′ N, 122°34.2′ E）是大兴安岭地区的典型永久冻土泥炭地。这些泥炭地的植被以莎草为主，苔藓相对较少。根据植被组成和孔隙水pH值（约5.0-5.5），所有地点都被归类为贫瘠的寡营养沼泽（Watmough et al., 2022）。关于这些泥炭地的更多信息可参考先前的研究（Liu et al., 2019, Song et al., 2021, Zhang et al., 2022, Wang et al., 2023）。

在每个泥炭地，使用俄罗斯泥炭取样器（Eij-kelkamp Agrisearch Equipment, Giesbeek, The Netherlands）从顶部0–20厘米处随机采集了6个直径为5厘米的泥炭芯。所有子样本均来自直径为5.0米的范围内。采集的泥炭土在4°C的有氧条件下储存，直到实验开始。暴露于大气氧后对泥炭土中的EACPOM进行监测，发现泥炭在几天内完全氧化（图S1）。去除可见的植物残渣后，泥炭样本风干、均质化，用振动杯磨研磨，然后通过100目筛网筛选（颗粒大小< 0.15毫米）。尽管这种研磨可能会暴露POM中的氧化还原活性基团，从而使其易被微生物或介质利用（Joshi et al., 2021），但此步骤对于减少土壤异质性和提高MER分析期间介质与POM之间的电子转移效率是必要的。总碳（C）、氮（N）和硫（S）含量使用元素分析仪（UNICUBE, Elementar GmbH, Langenselbold, Germany）测定。总锰（Mn）和铁（Fe）含量通过酸消化后用电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS, X-series, Thermo Fisher）测定。水溶性有机碳（WEOC）通过将风干泥炭在超纯水中以1:20（w:v）的比例摇动12小时获得。悬浮液通过0.45-μm尼龙滤膜过滤，然后用磷酸（H3PO4）将滤液酸化至pH< 2。WEOC浓度使用TOC分析仪（TOC-L, Shimadzu, Tokyo, Japan）测定。使用UV–Vis光谱仪（DR6000, Hach-Lange, Düsseldorf, Germany）在254纳米处测量特定UV吸收度（SUVA254），以评估DOM的芳香性（Weishaar et al., 2003）。初始EACPOM（EACPOM(0)）通过将1.0克泥炭土悬浮在150毫升超纯水中摇动一小时来测定。

**2.2. 培养设置**
为了研究微生物POM还原的温度响应及其与净CH4生成的关系，我们选择了15°C和30°C的厌氧培养温度。先前的研究表明，由于甲烷生成酶活性有限，10°C以下净CH4生成量较低（Feng et al., 2020, Conrad, 2023）。因此，选择15°C作为低温，这也符合许多泥炭地的夏季温度特征。相比之下，北部泥炭地的夏季最高温度可超过30°C，此时通常观察到CH4生成达到峰值（Blake et al., 2015, Conrad, 2023）。因此，选择30°C作为高温培养温度。在设置培养之前，用水氮气冲洗并将泥炭土置于手套箱（N2气氛，O2 < 1 ppm）中脱氧约24小时。所有培养和随后的采样都在手套箱内进行。每次培养时，向250毫升血清瓶中加入约1.0克干泥炭土和150毫升超纯水。为了引入活跃的微生物群落，还向培养瓶中加入约0.1克（约0.01克干重）来自每个地点的新鲜泥炭（Gao et al., 2019a）。瓶子用丁基橡胶塞密封后，在15°C和30°C下分别在暗处培养。

为了测量溶剂化学成分、气体生成和EACPOM(t)，在每个时间点进行了破坏性采样。每次采样时，从每个温度下采集三个重复瓶样本。对于TQ、DT和DJH，选择约50天的培养时间，这与其他研究中的时间尺度一致（Gao et al. 2019a）。为了监测净CH4生成及其与EACPOM动态的关联，对青藏高原的泥炭土（HY和LZ）采用了更长的培养时间（约90天）。实验和分析设计见图2。

**2.3. 溶剂化学和气体分析**
在每次采样时，对三个重复瓶中的溶剂pH、溶解有机碳（DOC）浓度和溶解相及固相中的Fe形态进行了测量。整个培养期间，所有泥炭土的溶剂pH值保持在约5.0-6.0之间（SenTix and ProfiLine 3310, WTW, Germany）。本文中使用的DOC（溶解有机碳）浓度是通过TOC分析仪（TOC-L，岛津，日本）测量的。溶解相中Fe(II)和Fe(III)的浓度是采用Ferrozine试剂法（Viollier等人，2000年）确定的。此外，固相中的活性铁是通过使用0.5 M HCl在固体悬浮液中提取的（Lau等人，2015年）。酸提取在N2气氛下、以150转/分钟的摇床速度进行24小时。提取物中的Fe(II)和Fe(III)浓度也是使用Ferrozine方法测定的（Viollier等人，2000年）。

对于HY和LZ泥炭，整个培养过程中监测了包括CO2、CH4和H2在内的顶空气体浓度以及醋酸盐浓度。在每个采样时间点，使用无菌注射器从血清瓶的顶空提取2.0毫升气体。气体浓度是通过配备热导检测器（TCD）和火焰离子化检测器（FID）的气相色谱仪（GC8090B，Agilent，圣克拉拉，美国）来测定的。当顶空浓度低于2000 ppm时，使用TCD检测H2浓度；当超过2000 ppm时，则使用FID检测。水溶性气体浓度是根据Herny的常数并校正培养温度后计算得出的（Lide和Frederikse，1995年）。溶解无机碳（DIC）的分布是通过测量孔隙水pH值和平衡常数来进一步计算的（Stumm和Morgan，1995年）。泥炭土壤中的总气体浓度是通过将顶空气体浓度和溶解气体浓度相加并除以每克碳的质量来计算的。

2.4. 电化学还原分析
电化学分析是按照Lau等人（2015年）和Joshi等人（2021年）描述的方案进行的（图2b）。在电化学池中使用了0.2 mol L?1的磷酸氢钾（KH2PO4，Sigma Aldrich）缓冲液（pH = 7.0，含有0.1 mol L?1的KCl作为背景电解质）。作为还原媒介的探针化合物4,4′-联吡啶-1,1′-双(2-乙磺酸盐）（ZiV，Eh (ZiV0/ZiV•?) = -0.41 V相对于标准氢电极）（Sander等人，2015年）是根据Bhandari等人（2010年）和Gorski等人（2012年）的合成方法制备的。所有溶液在使用前都用N2脱氧并在手套箱中平衡过夜。电化学测量是在手套箱内使用单通道电位计（ChI630E，Chenhua，上海）进行的。对于MER测量，工作电极电位设定为-0.49 V（相对于Ag/AgCl参比电极，但标准化为标准氢电极）。

最初，向电化学池中加入10.0毫升缓冲液。基线电流稳定后，加入180 μL 0.1 mol L?1的ZiV。通过过滤样品（使用0.45-μm尼龙注射器滤膜）并将150 μL滤液加入池中来确定EACDOM。对于含有固体的悬浮液，直接向池中加入50 μL（含有0.33 mg干泥炭土壤）。代表性的电流-时间响应曲线显示在图2c中。每个样品在电化学池中保持约60分钟，以使还原电流恢复到基线水平。EACDOM或EACPOM是通过以下公式获得的：
EAC = ∫(imer dt)/mcarbon (1)。
其中IMER(A)是经过基线校正后的还原电流随时间的积分（A sec）；mcarbon是添加的碳质量（g），由于DOC含量占总有机碳的不到2%，因此悬浮液中的固相碳含量是通过将悬浮土壤质量乘以泥炭土壤中的总有机碳比例来计算的（Gao等人，2019a；Guth等人，2023）；F是法拉第常数（96,485 A sec (mol e-)-1）。最终的EACDOM值是通过减去溶解Fe(III)的EAC贡献来校正的。EACPOM是通过从悬浮液中测得的总EAC中减去EACDOM和用0.5 M HCl提取的固相Fe(III)来计算的。在原始的空气干燥泥炭土壤中，固相Fe(III)对EAC有显著贡献。由于Fe(III)在厌氧条件下的快速还原，只有在TX的第一次采样时才检测到用0.5 M HCl从固相泥炭土壤中提取的Fe(III)。在其他地点和后来的采样时间，提取的铁仅包含Fe(II)。尽管泥炭中硫的含量很高，但溶液中的硫酸盐浓度低于检测限，表明硫主要以有机形式存在（Wang等人，2025）（表1）。泥炭土壤中的总锰（Mn）含量范围为1.5至10 μmol g?1（表1），表明Mn对EAC的贡献（3至20 μmol e- g?1泥炭）很小。此外，由于Mn(IV)/Mn(II)平衡的高氧化还原电位，好氧土壤中的Mn主要以Mn(II)形式存在，要么与有机物结合，要么以可交换形式存在（Zahoransky等人，2022）。因此，在计算泥炭土壤的EAC时排除了Mn。

表1. 从不同泥炭地收集的泥炭土壤的化学性质。
| 地点 | C% | C/N | WEOC (mg L?1) | SUVA254 (mg m?1) | Fe(III) (μmol (g peat)-1) | S (μmol (g peat)-1) | Mn (μmol (g peat)-1) | EACPOM(0) [μmol e- (g peat C)-1] |
|----|------|-----|------------|------------------|-----------------|-----------------|----------------------|
| TX | 32.8 | 1.6 | 90.6 | | 355 | 63.5 | 110 | ±75 |
| LZ | 41.4 | 2.7 | 151 | | 66 | 101 | ±17 |
| HY | 39.1 | 2.1 | 181 | | 68 | 0.54 | 139 | ±14 |
| TQ | 37.2 | 1.6 | 23 | | 30.5 | 185 | ±46 |
| DJH | 29.1 | 1.7 | 172 | | 200 | 0.57 | ±27 |

2.5. POM还原的动力学和温度敏感性
POM还原的动力学曲线是使用非线性最小二乘回归拟合的，采用以下公式（Roden和Wetzel，2002）：
EACPOM(t) = a * e^(-kred * t) + EACPOM(0)
其中EACPOM(t)是时间t时的EACPOM，EACPOM(0)是初始的EACPOM。参数a表示微生物可利用的EACPOM占EACPOM(0)的比例。微生物可利用的EACPOM（△EACPOM）定义为EACPOM(0)与长时间培养后稳定的EACPOM之间的差值。速率常数kred表示微生物POM还原的一阶速率常数。公式（2）的详细推导见支持信息。

POM还原的温度敏感性（Q10）是使用在两个温度（T1和T2）下获得的速率常数计算的：
Q10 = (kredT2 / kredT1)^(1/2)

2.6. CH4排放的吉布斯自由能计算
通过醋酸盐裂解或H2还原生成CH4的吉布斯自由能（ΔG）是按照Beer和Blodau（2007）的方法计算的。标准吉布斯自由能（ΔG0r，25℃和1 atm）如下应用：
H2还原CO2：CO2 (aq) + 4H2 (aq) → CH4 (aq) + 2H2O (l) ΔG0r = -193.1 kJ (Nordstrom和Munz，1994；Stumm和Morgan，1981)
醋酸盐裂解：CH3COO– (aq) + H+ (aq) → CO2 (aq) + CH4 (aq) ΔG0r = -51.0 kJ (Nordstrom和Munoz，1994)
不同温度下的ΔGr是使用van’s Hoff方程和形成自由能ΔH0r进行调整的。忽略了压力依赖性，并且浓度是根据Debye-Hückel扩展定律转换为活度的，适用于离子强度低于0.01 mol L?1的情况（Beer和Blodau，2007）。溶解的CO2浓度是根据DIC浓度、温度和pH计算得出的。

2.7. 统计分析
统计分析是使用SPSS（版本20，IBM）进行的。在孵育结束时，LZ和HY中的净CH4积累量分别达到了428 ± 46和873 ± 72 μmol (g peat C)-1。对于乙酸裂解型甲烷生成，ΔG的值介于-72至-39 KJ mol?1之间（图5）。对于氢氧化型甲烷生成，在15℃时ΔG的值介于-101至-40 KJ mol?1之间，在30℃时介于-90至-24 KJ mol?1之间。随着CH4在孵育过程中的积累，两种途径的ΔG值都下降了，由于H2水平的降低，氢氧化型甲烷生成在30℃时的ΔG值接近-25 KJ mol?1。

下载：下载高分辨率图片（218KB）
下载：下载全尺寸图片
图5. 在15℃和30℃下孵育的HY和LZ泥炭土壤中，乙酸裂解型和氢氧化型甲烷生成的吉布斯自由能（ΔG）随时间的变化。有关计算细节，请参见方法部分的第2.6节。

4. 讨论
4.1. 微生物对POM还原的动力学
我们的结果表明，在无氧孵育的最初几天内，POM的还原速度快且程度最大，随后是较慢的持续还原过程，这一过程接近微生物可利用的EACPOM的某个阈值（图3）。这种动力学行为可以很好地用拟一级动力学模型来描述，这与之前关于溶解 humic 酸的化学和微生物还原的研究结果（Bauer等人，2007年；Klüpfel等人，2014年）以及由Geobacter sulfurreducens菌株PCA/Shewanella purtrefaciens菌株CN32进行的POM微生物还原研究（Roden等人，2010年）一致。溶解 humic 酸和POM还原动力学的相似性表明，它们的EAC动态受到相似的机制控制。正如其他固体电子受体（如铁(氧)氢氧化物）的研究中所描述的那样（Hering和Stumm，1990年；Roden和Wetzel，2002年；Xu等人，2025年），微生物有机物的还原似乎是一个表面控制的过程，这一过程通过微生物细胞或电子穿梭体与有机物表面的氧化还原活性醌基团之间的相互作用来介导（Lovley等人，1996年；Scott等人，1998年）。因此，微生物有机物的还原速率在很大程度上受到可利用醌基团丰度的影响。此外，EACPOM的曲线下降也可能归因于底物的可用性（Roden和Wetzel，2002年），因为在POM还原阶段LZ中丙酸浓度一直很低，这表明存在底物限制（图4）。然而，我们注意到，由于研磨增加了泥炭土壤的表面积，使得之前无法被微生物利用的EACPOM得以暴露（Joshi等人，2021年），因此本研究中的原位POM还原速率可能被高估了。

在所有地点和温度下，发现POM中相当一部分电化学可还原的部分对微生物还原是不可用的。这一结果与之前的研究结果一致，即并不是所有的电化学或化学可还原的有机物部分都能被微生物利用（Klüpfel等人，2014年；Gao等人，2019年；Joshi等人，2021年；Obradovi?等人，2024年；Obradovi?等人，2025年；Guth等人，2023年；Choi等人，2025年）。Klüpfel等人（2014年）证明，具有不同EAC的溶解 humic 酸会被还原到相似的氧化还原电位（Eh ～ -0.2 V）。同样，Xiong等人（2025年）指出，只有Eh ≥ -0.25 V的醌才能在微生物呼吸中作为最终电子受体。对于POM表面的醌来说，它们的Eh必须足够高，才能从细胞外的呼吸微生物那里接受电子。如果微生物必须消耗更多的能量来氧化有机碳，而通过电子转移获得的能量较少，那么细胞外呼吸在能量上就会受到限制（Jin和Bethke，2003年；Jin和Bethke，2005年）。此外，醌的还原还需要可接触性，无论是直接通过微生物还是间接通过可溶性氧化还原介质（如核黄素）（Marsili等人，2008年）。土壤中的某些微孔可以通过所使用的介质ZiV达到，但无法被微生物直接接触。然而，我们的研究与其他研究之间微生物可还原部分与电化学可还原部分的可比比例表明，这两个过程都是由表面氧化还原电位控制的，而不是由物理过程决定的（Klüpfel等人，2014年）。我们仅关注了较高Eh值下的EAC总和，在这些情况下还原是甲烷生成所必需的。因此，我们没有进一步表征POM接受电子的Eh范围。另外，我们没有测量孵育液中的Eh值，因为在复杂的环境系统中，Eh值不能可靠地代表特定的氧化还原对，这是由于动力学限制和与电极相关的氧化还原不平衡（Morris和Stumm，1967年；Stumm，1984年；Kumar和Riyazuddin，2012年）。

这里和之前的研究（Gao等人，2019a；Guth等人，2023年）报告的有机物初始EAC的相似还原程度表明，如果可以从MER获得绝对的EAC值或根据泥炭的化学特性估算EAC值（Teickner等人，2021年），那么这个范围可能是典型的。重要的是要注意的是，这个范围是特定于在相似条件下通过MER获得的初始EAC，因为POM的EAC仍然是操作上定义的（Joshi等人，2021年）。还需要注意的是，尽管MER分析中的还原电流在60分钟内回到了基线，但POM内部区域的还原可能会以MER无法检测到的速率发生（Joshi等人，2021年）。尽管如此，我们仍然认为MER方法有效地捕捉到了POM中大部分可被微生物还原的位点。如果MER没有捕获所有可被微生物利用的EACPOM，那么即使在甲烷生成开始后，内部EACPOM预计仍会继续支撑厌氧CO2的形成。然而，HY和LZ中几乎1:1的CO2:CH4净形成比率表明内部位点的还原非常少（Yavitt和Seidmann，2006年；Gao等人，2019年）。最近使用延长化学还原时间的研究报告了更高的有机物总EAC（Joshi等人，2021年；Obradovi?等人，2024年；Choi等人，2025年；Rinc?n-Rodríguez等人，2024年），但跨研究确定的可被微生物利用的EACPOM仍然相似（Joshi等人，2021年；Obradovi?等人，2024年；Obradovi?等人，2025年）。

4.2. 微生物对POM还原的温度敏感性
正如预期的那样，微生物对POM的还原具有温度敏感性，高温会加速POM的还原。观察到的Q10值（1.8–2.5）落在包括硫酸盐（Q10：1.9–3.4）、硝酸盐（Q10：1.7–4.9）和Fe(III)还原（Q10：0.8–5.3）在内的无机电子受体在水生沉积物和湿地中的报告范围内（表2，表S2）。这表明介导电子转移到醌和无机受体的微生物酶和代谢途径同样受温度的影响，这意味着EACPOM的动态可以类似地用无机电子受体来建模。观察到的值也与泥炭地CO2排放的温度敏感性一致（Mckenzie等人，1998年；Wang等人，2023年；Liu等人，2024年）。虽然我们的发现支持了之前关于泥炭呼吸的Q10值，但POM还原的绝对温度敏感性值为基于过程的厌氧呼吸建模提供了重要信息。这一点特别重要，因为在水位波动期间EACPOM会迅速再生（Knorr等人，2009年；Walpen等人，2018年）。众所周知，Q10值通常会随着温度的升高而降低（Zhou等人，2009年；Liu等人，2024年）。由于北方泥炭地的平均温度明显低于我们研究中使用的温度范围，我们可能略微低估了这些生态系统中POM呼吸的温度敏感性。然而，这种潜在的低估可能是最小的，因为我们的结果与我们在一个更宽的温度范围（4℃、10℃、20℃、27℃）进行的初步实验结果相当（Gao等人，2019b）。在本研究中，我们关注了相对较高的温度，因为获得的Q10值与CH4排放特别相关，这将在下一节中讨论。

4.3. 温度依赖的POM还原对泥炭地CH4形成的重要性
我们的结果支持之前的研究，即微生物对POM的还原会抑制CH4的形成（Gao等人，2019a；Guth等人，2023年），并进一步揭示了这种抑制是温度依赖的，升温会加速POM的还原并导致甲烷生成提前开始（图4）。在POM还原过程中，最初H2含量短暂增加，随后迅速消耗并稳定在低水平，表明H2作为主要的电子供体。最初的H2峰值可能是由于干扰引起的短期底物过剩，而其迅速下降以及持续低的丙酸浓度反映了向底物限制的转变。底物限制可能是POM还原对甲烷生成进行热力学抑制的先决条件之一（Blodau，2011年）。然而，吉布斯自由能计算表明，在POM还原阶段CH4形成的ΔG值甚至高于甲烷生成阶段（图5），这与之前的研究一致（Peters和Conrad，1996年；Yao和Conrad，1999年）。因此，尽管甲烷生成菌数量丰富，但它们显然无法从H2或丙酸消耗中获取能量，电子流被导向POM的还原，这可能是由于该过程启动的阈值浓度较高（Jetten等人，1990年；Yao和Conrad，1999年）。因此，EACPOM显然也可以作为泥炭地在短暂底物过剩期间的CH4形成潜力的可靠指标，例如在水位波动期间。甲烷生成的激活能大约为100 KJ mol?1，这通常高于有机物的水解和呼吸（Yvon-Durocher等人，2014年；Conrad，2023年）。在低温（< 10℃）下，由于甲烷生成菌酶活性有限，泥炭地的CH4通量特征性地较低（Conrad，2023年）。超过这个阈值后，底物的可用性和其他地球化学条件（如氧化还原电位）成为主要控制因素，使POM还原能够更有效地与甲烷生成竞争。因此，升温加速了EACPOM的消耗，从而缩短了POM还原阶段并提前了甲烷生成的开始，放大了其在整体尺度上的温度敏感性（Van Hulzen等人，1999年）。因此，除了甲烷生成菌活性外，我们还认为温度依赖的POM还原也解释了实验室和现场尺度上观察到的甲烷生成温度敏感性增加的现象。如果不能根据可利用的EACPOM明确区分EACPOM还原阶段和甲烷生成阶段，那么对甲烷生成温度敏感性的评估可能会有偏差。我们提出，只有当CO2:CH4生产比率接近1时，才能可靠地评估甲烷生成的温度敏感性。任何显著高于1的比率可能反映了由EACPOM或其他电子受体驱动的厌氧呼吸的温度敏感性。

在微生物丰富的甲烷生成过程中，显然有一小部分（约10%）的可被微生物还原的EACPOM同时被还原（图5）。这种重叠可能反映了Eh ～ -0.2 V附近的能量学转折点，在该点两种过程的吉布斯自由能相似（Klüpfel等人，2014年）。根据甲烷生成开始的ΔG值计算出的Eh值大致在-0.13 V至-0.21 V之间，这与溶解 humic 酸报告的最小还原电位一致（Klüpfel等人，2014年）。然而，这种共存并不与我们关于微生物POM还原通常抑制CH4形成的结论相矛盾，EACPOM是甲烷生成开始的可靠预测指标。

5. 结论
在本研究中，我们报告了微生物对EACPOM的还原遵循拟一级反应动力学，其速率主要受EACPOM可用性的控制。值得注意的是，POM中的一部分电化学可还原部分对微生物还原不可用，这可能是由于热力学限制。由于通过MER确定的EACPOM的绝对值是操作上定义的，因此评估微生物还原前后测量的差异对于解释微生物还原过程的动态至关重要。微生物对POM的还原动力学具有温度敏感性，其Q10值与常见的无机电子受体（Fe(III)、SO42-和NO3–）以及整体泥炭矿化速率报告的值相当。因此，我们的发现证实，温度依赖的微生物EACPOM还原可以有效地纳入生物地球化学模型，以改善对泥炭地厌氧呼吸和甲烷生成的预测。加速的EACPOM还原导致可被微生物利用的EACPOM更快地消耗，从而触发CH4形成的提前开始。温度依赖的EACPOM还原与CH4形成的抑制之间的联系可能有助于解释从泥炭地观察到的CH4排放温度敏感性的变化。未来的研究应探讨EACPOM再生的频率如何与地下水位波动及温度变化共同影响泥炭地生态系统中的有机碳周转和矿物化过程。

作者贡献：
王红艳、余志国和克劳斯-霍尔格·克诺尔设计了实验方案；王红艳、辛妍和甄若宜负责实验的实施、数据测量及结果分析；王红艳在朱志国和克劳斯-霍尔格·克诺尔的指导下完成了论文撰写；朱志国、克劳斯-霍尔格·克诺尔和安德烈亚斯·卡普莱尔对本文进行了编辑和审稿。

作者贡献声明：
王红艳：撰写、审稿与编辑、原始稿撰写、数据可视化、结果验证、方法论设计、研究过程设计、数据分析、概念框架构建。
辛妍：撰写、审稿与编辑、数据可视化、结果验证、研究过程设计、数据分析。
甄若宜：撰写、审稿与编辑、数据可视化、研究过程设计、数据分析。
安德烈亚斯·卡普莱尔：撰写、审稿与编辑、项目监督、概念框架构建。
朱志国：撰写、审稿与编辑、结果验证、项目监督、资源协调、方法论设计、资金筹集、概念框架构建。