运用228Ra-NO-3法测定南沙海域的新生产力

运用MnO2纤维富集-228Ac β计数法测定了南沙海域两个测站3个时间点水柱的228Ra比活度, 得其值介于0.38至 3.60 Bq(m-3. 发现228Ra的分布能满足稳态条件. 采用一维稳态模型, 以228Ra-NO-3法测得测站NS97-43, NS99-53(T1)和NS99-53(T2)的新生产力分别为4.4, 5.1和5.7 mmolC@m-2@d-1. 结合初级生产力的文献报道值, 计算得南沙海域的f比介于0.12～0.15.     

高寒草甸土壤有机碳储量和CO2通量

选择青藏高原东北隅海北站区的4种高寒草甸土壤进行高分辨率采样, 测定土壤有机碳及其¹⁴C信号; 应用¹⁴C示踪技术探讨高寒草甸土壤有机碳更新周期和CO₂通量. 研究得出海北站高寒草甸生态系统土壤有机碳储量在22.12´104 ~30.75´10⁴ kgC·hm^-2之间, 平均为26.86´10⁴ kgC·hm^-2. 高寒草甸土壤有机碳的更新周期从表层的45~73 a随深度增加到数百年甚至数千年或更长. 高寒草甸生态系统土壤呼吸的CO₂通量变化于103.24~254.93 gC·m^-2·a^-1之间, 平均为191.23 gC·m^-2·a^-1. 土壤有机质分解产生的CO2通量变化于73.3 ~181 gC·m^-2·a^-1之间. 矮嵩草草甸土壤30%以上的有机碳贮存在土壤表层(0~10 cm)的活动碳库中, 土壤有机质更新产生的CO₂占整个剖面有机质更新产生的CO₂通量的72.8%~81.23%. 响应于全球变暖, 青藏高原高寒草甸生态系统土壤有机碳的储量、流量、归宿变化等问题有待进一步研究.     

南沙海域表层水中210Po/210Pb不平衡及其海洋学意义

对南沙海域表层水中溶解态(<0.45 mm)和颗粒态(>0.45 mm)²¹⁰Po和²¹⁰Pb进行了研究. 结果表明, 南沙海域表层水中溶解态和颗粒态²¹⁰Po平均比活度分别为0.61 Bq/m³(n = 24)和0.43 Bq/m³ (n = 23). 溶解态和颗粒态²¹⁰Pb 平均比活度分别为1.66 Bq/m³ (n = 24)和0.23 Bq/m³(n = 23). 颗粒态²¹⁰Pb比活度约占总²¹⁰Pb比活度的12%, 与开阔大洋相应值吻合; 而颗粒态²¹⁰Po占总²¹⁰Po的比例约40%, 明显高于开阔大洋和富营养海域. 根据稳态不可逆模型得到总²¹⁰Po和²¹⁰Pb的停留时间分别为0.82 和1.16 a. 清除过程中²¹⁰Po和²¹⁰Pb的平均分馏因子由清除速率常数法和固-液分配系数法计算分别为5.42和6.69, 揭示了²¹⁰Po和²¹⁰Pb从溶解相清除至颗粒相的过程中发生了明显的分馏. 进一步的研究证明了南沙海域²¹⁰Po和²¹⁰Pb的分馏主要由微生物控制, 与富营养海域的分馏机制不同: 在富营养海域, 浮游植物颗粒和粪粒充当²¹⁰Po和²¹⁰Pb清除和迁出过程的主要载体, ²¹⁰Po和²¹⁰Pb的分馏主要发生于浮游植物颗粒和粪粒对两核素的清除过程; 在寡营养南沙海域, 由于浮游植物颗粒和粪粒的相对贫乏, 使微生物对²¹⁰Po的清除作用相对突出, 并在此过程中使²¹⁰Po和²¹⁰Pb产生明显的分馏效应. 这与寡营养的马尾藻海的研究结果极为相似, 进一步证实寡营养海域和富营养海域²¹⁰Po生物地球化学行为和循环路径的差异. 这表明²¹⁰Po可能是研究与微生物有关的海洋学过程, 尤其是研究硫族元素(S, Se, Te和Po)生物地球化学循环的有用示踪剂.     

210Pbex沉积通量突发增大对湖泊生产力的指示

²¹⁰Pb沉积计年的基本假设是大气沉降并经由湖水转入沉积物的²¹⁰Pb_ex 通量稳定. 当沉积速率相对稳定时, 沉积物中²¹⁰Pb_ex 的比活度将随沉积年代呈指数衰减. 湖泊水体中的²¹⁰Pb_ex 主要随有机微粒的沉降而进入沉积物. 如果湖泊水体中有机质沉积通量出现突发增大时, 则可能显著地增大²¹⁰Pb_ex 被清洗而转入沉积物的通量. 这种突发性清洗效应, 一方面显然不符合²¹⁰Pb沉积计年的基本前提; 另一方面可能指示湖泊水体初级生产力的明显变化. 根据云南程海近代沉积物²¹⁰Pb_ex 垂直剖面的特殊变化, 对这一问题进行讨论. 沉积物柱芯于1997年6月采自程海深水湖区. ¹³⁷Cs比活度垂直剖面呈现出3峰特征, 给出了可靠的计年结果并显示出近几十年间沉积物堆积的稳定性. 而²¹⁰Pb_ex 比活度垂直剖面呈现出特异的峰值分布, 并与Corg垂直剖面相似. 这一现象可能与制约²¹⁰Pb_ex 转入沉积物的机制有关. 程海沉积物中H_org/C_org和C_org/N_org原子比平均值分别为5.51和7.04, 表明其有机质主要源于内生藻类残骸. 根据沉积物有机质“沉降-降解-堆积”的3阶段特征, 模拟计算出1970年以来有机碳C_org的沉积通量(F(C_org)). 不同年代²¹⁰Pb_ex 的沉积通量(F(²¹⁰Pb_ex ))与F(C_org)显示出很好的同步关系. 特别是1972～1974年和1986～1989年的两个时段, 二者同步增大. F(C_org)的变化导致F(²¹⁰Pb_ex )的变化; F (²¹⁰Pb_ex)的变化在一定程度上反映出湖泊生产力的历史变化.     

中国不同类型断裂带的地幔脱气与深部地质构造特征

以氦同位素为主, 辅以CO₂/³He和CH₄/³He及⁴⁰Ar/³⁶Ar等指标, 结合地质构造等资料, 对中国大陆不同类型断裂带的地幔脱气及其深部地质构造特征进行了综合示踪研究. 据此识别并划分出4种具代表性的断裂带: (1) 伸展性构造环境中的岩石圈断裂, 地壳厚度小, 具低CH₄/³He-高R值和低CO₂/³He值-高R值体系, 以幔源流体为主, 地幔脱气作用最强, 以郯庐断裂带为代表; (2) 强烈挤压构造环境中的岩石圈断裂或俯冲带, 如班公湖-怒江断裂带, 地壳巨厚, R/Ra值为0.43~1.13, 幔源氦约占总氦的5%~14%, 地幔脱气作用较弱; (3) 造山带山前(盆缘)深断裂带, R值为10^-7量级, CH₄/3He值为10⁹~10¹⁰, CO₂/3He值为10⁶~10⁸, 具微弱的地幔脱气作用; (4)造山带内壳层断裂带, 如窑街F19等断裂带, 具有高CH₄/3He值-低R值(10^-8)和高CO₂/³He值-低R值体系, 无明显的地幔脱气作用. 研究表明: 大型深断裂带是地幔脱气的主要构造通道; 控制地幔脱气强度的主要因素为断裂深度、构造环境性质和地壳厚度; 地幔脱气作用强度可反映断裂带的深度及其深部构造状态, 而气体地球化学示踪则可成为其研究的新的途径; 地球深部热流体上侵活动可能是深大断裂带形成演化的动力源之一; 山前断裂带是深部构造活动方式和壳幔结构转换的部位, 对于认识造山带和盆地的形成机理有重要科学意义.     

北冰洋、白令海226Ra的分布及其水文学意义

中国首次北极科学考察期间(1999年7～9月), 于北冰洋、白令海分别采集了13份和20份大体积水样, 用于²²⁶Ra的分析. 结果表明, 北冰洋、白令海表层海水中²²⁶Ra含量分别介于0.28～1.56和0.25～1.26 Bq/m³之间, 平均含量分别为0.76和0.71 Bq/m³, 明显低于其他中低纬度开阔大洋表层水的数值, 说明部分研究海域受海冰融化水的影响. 白令海表层水²²⁶Ra的空间分布呈现由南向北降低的趋势, 体现出低²²⁶Ra海冰融化水与高²²⁶Ra太平洋水的混合交换. 北冰洋表层水中²²⁶Ra的空间分布呈现由南向北、由西向东增加之态势, 与水团组成中河水份额的变化趋势相一致. 这与河水具有高²²⁶Ra的特征相吻合. 北冰洋加拿大海盆²²⁶Ra的垂直分布显示, “上跃层水”所处的200 m深度存在²²⁶Ra的极大值, 鉴于高²²⁶Ra特征主要出现在太平洋水或与沉积物交换的水体中, 说明该极大值主要来自太平洋水或底部陆架水的输入, 与²H和¹⁸O示踪剂获得的结果相吻合.     

北冰洋考察区海-气CO2的分布特征和通量研究

利用中国首次北极科学考察中走航观测所获得的北冰洋考察区海-气CO₂分压及相关资料, 分析研究了考察区夏季大气和表层海水中CO₂分压的分布特征, 首次用实测的海-气CO₂资料于多种方法估算了考察区夏季海-气CO₂的通量. 结果表明考察区夏季大气中CO₂分压(Pa)的测值范围在(352~370)×10-6 CO₂·Air-1(单位下同)之间, 平均为358, 平面上具有波因特来的北部海域较高, 其余海域分布较均匀的分布特征; 夏季表层海水中CO₂分压(Pw)测值在98~580之间, 极值之差竟达472, 平均值为242, 比相应的分压(Pa)低116, 呈现西低东高、北低南高的平面分布特征, 并与研究区浮游生物、冰况、水温和环流状况有密切关系. 估算结果表明, 各种计算方法所估算出的碳通量F的平面分布趋势相似, 除考察区东部海域为大气CO₂的弱源区外, 大部分海域都为大气CO2的汇区或强汇区, 但它们的值却有较大差异, 平均值在6.57(Liss法)至26.32 mg CO₂·m^-2·h^-1(¹⁴C法)之间, 最大与最小值之间相差约4倍, 大约分别是全球平均值的2~10倍; 若以Wannikhof系数估算, 本海域的平均碳通量则是Takahashi, Feely等人在本海域模拟估算值的2倍左右.     

含CO2盐水流体包裹体摩尔体积和组分求解新方法

借鉴Parry(1986)方法的思路, 提出求解含CO₂盐水流体包裹体摩尔体积和组分(V_m-X)的新方法. 新方法以实测包裹体气-液相CO₂部分均一温度及均一方式(T_h,CO₂), 包裹体盐度(S)和包裹体完全均一温度(T_h)为原始数据, 构建了含X_CO2、X_NaCl、V_m及F(包裹体气-液相CO₂部分均一时CO₂相的充填度)四个未知量的四个关联方程. 通过解四个方程构成的方程组, 求取包裹体的V_m-X值. 前三个方程为X_CO2、X_NaCl和V_m的数学表达式, 它们只与T_h,CO₂、S和F相关, 其简化的形式可表示为: ; ; . 第四个方程为包裹体完全均一时X_CO2、X_NaCl、V_m和T_h间的热力学关系式, 简化形式为: . 解方程组要使用迭代求解法, 过程如下: 先给定F值代入前三个方程, 可分别求得X_CO2、X_NaCl和一个摩尔体积值V_m1, 然后把求得的X_CO2、X_NaCl代入方程f₄ 求出另一个摩尔体积值V_m2, 当V_m1＝V_m2, V_m1(V_m2)、F、X_CO2和X_NaCl即为整个方程组的解, 如符合地质意义, 即求得了包裹体的V_m-X值. 与Parry(1986)方法相比, 该方法更易于使用, 对X_CO2的求解也更精确. 新方法适用于求解CO₂气-液相部分均一时, 温度高于笼合物熔化温度, 且不含固相石盐的含CO₂盐水体系流体包裹体.     

加拿大海盆上、下跃层水形成机制的同位素示踪

中国首次北极科学考察期间(1999年8月9日至8月21日), 于加拿大海盆3个站位获得S, T, 营养盐(NO₃^-, PO₄^3-, SiO₃^2-), 溶解氧, ²H, ¹⁸O等水文、地球化学与同位素数据. 结果表明, 在33.1等盐线附近 (150 m)存在营养盐, NO, PO^*极大值, 而300 m层存在NO, PO^*极小值, 分别呈现出上跃层水与下跃层水的特征. 采用S-δ¹⁸O-PO^*, S-δD-SiO₃^2-两个示踪体系确定了研究站位各层水样中大西洋水、太平洋水、海冰融化水和河水所占的份额. 2个示踪体系的计算结果均表明, 上跃层水对应深度存在太平洋水份额的极大值, 而下跃层水具有高份额的大西洋水. 结合NO/PO比值的变化, 说明上跃层水的形成缘于太平洋水通过白令海峡的输入. 该水体于楚克奇、东西伯利亚陆架区发生变性, 获得高盐、高营养盐特征, 经水平平流进入加拿大海盆. 下跃层水为通过巴伦支海进入的大西洋水于陆架区发生变性, 产生低营养盐、高溶解氧特征的水体, 经水平平流输送进入加拿大海盆产生NO, PO^*的极小值. 河水份额的垂直分布显示, 其含量随深度增加逐渐降低, 至300 m以深已观察不到河水的存在. 研究海域河水积分储量明显高于北冰洋其他海盆, 证实加拿大海盆是北冰洋河水的主要储存区. 除表层水外, 研究海域均为净海冰生成区, 且往北推移, 净海冰生成总量逐渐增加.     

慕士塔格夏季近地表大气CO2及H2O含量变化

对帕米尔高原慕士塔格地区海拔4500 m第四纪冰川作用区夏季近地表大气CO₂及H₂O的含量进行了连续两年的观测, 结果表明自6月底至8月中旬大气CO₂含量整体呈轻微的下降趋势, 下降幅度约5 μmol·mol^-1, 并且具有明显的日变化周期. 该区近地表大气CO₂日最高含量出现在当地时间2:30~5:30 am, 最低浓度发生于12:30~15:30 pm. 对比2002年与2003年的观测结果, 可以发现2002年夏季该区近地表大气CO₂日平均含量整体较2003年低5 μmol·mol^-1, 而且, 2002年CO₂含量日变化幅度更大. 考察大气H₂O与CO₂含量变化的关系, 发现二者有很好的负相关. 上述现象揭示慕士塔格第四纪冰川作用区近地表大气CO₂含量的变化不仅受植物光合作用的影响, 同时大气中H₂O的含量在控制CO₂含量方面起重要作用.     

U-Th-K放射成因热对花岗岩冷却-结晶过程影响的计算及地质意义

花岗岩的放射性元素(U, Th, ^{40K)含量比玄武岩等基性-超基性岩高1~2数量级, 其产生的放射成因热对花岗岩冷却-结晶时间有较大影响. 推导出放射成因热使花岗岩熔体的冷却-结晶过程延长时间(tA)的计算公式. 采用该公式对湘南金鸡岭岩体二长花岗岩(U=5.31×10-6, Th=23.1×10-6, K₂O=4.55%)进行的模拟计算得出, 在二长花岗岩熔体冷却-结晶期间积累的放射成因热将使结晶过程延长的时间尺度(t_A) 大于二长花岗岩熔体从初始温度(T_m)冷却到结晶温度(T_c)所需时间尺度(t_col) (t_A=1.4 t_col). 这表明, 花岗岩熔体中产生的放射成因热是影响其冷却-结晶过程的一个重要因素, 也是造成中生代-新生代花岗岩基的结晶年龄与其侵位年龄不一致, 产生较大的侵位—结晶时差的热动力学原因之一.}     

40Ar/39Ar年代学国际国内标样的对比标定

对四个⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄测定中常用的国际标样Ga1550, MMhb-1, Lp-6, Bern 4M (以Ga1550为基准样)和一个国内标样BT-1(以Lp-6为基准样)进行了对比标定. 不同样量的重复测定论证了MMhb-1样品的不均匀性, 得到了该样品的年龄平均值为519.8 Ma; Bern 4M 和Lp-6的测定结果表明它们具有稳定的⁴⁰Ar^*/³⁹Ar_k(F值), 所得的年龄结果接近它们的K-Ar年龄值: Lp-6 = 127.7 Ma; Bern 4M = 18.2 Ma; BT-1的年龄谱、Ca/K和Cl/K谱以及反等时线的分析表明, 这一样品的化学相均匀稳定, 样品封闭良好, 初始Ar组成接近大气值, 年龄值重复性好且稳定, 它的全熔年龄、阶段升温总气体年龄、坪年龄和反等时线年龄在误差(2σ)范围内无差别, 本研究推荐28.7 Ma为BT-1的标定值. 讨论了北京49-2原子能反应堆的中子通量变化情况, 结果表明该反应堆中子通量梯度变化大且不稳定, 须较多的标准样进行监测; 测定了该反应堆³⁷Ar_Ca和³⁹Ar_K的产率比系数(Ca/K转化系数)为1.78, 该值不同于以前报道的2.0, 这可能和后期49-2反应堆的改造有关.     

长江口崇明东滩沉积物反硝化作用研究

选择长江河口崇明岛东部潮滩为典型研究区域, 从2003年7月到2004年7月在崇明东滩(CM)进行了隔月采样, 研究表明水体自身N₂O产生速率很低, 沉积物是上覆水体N₂O的来源, 沉积物中N₂O产生速率在-0.08~1.74 mmolN·m^-2·h^-1之间, 夏季是N₂O产生速率较高的季节. 不同潮滩部位N₂O产生速率的差异, 以及N₂O产生速率与反硝化速率、温度、溶解氧的相关关系表明中潮滩(CM-2)沉积物反硝化作用可能是N₂O的主要产生源, 低潮滩(CM-3)沉积物中N₂O来源于氮素循环的多个反应过程. 冬季和夏季是潮滩沉积物反硝化作用较强的季节, 晚秋(11月)、初春(3月)反硝化速率相对较低, 潮滩沉积物反硝化速率季节变化较大(1.12~34.09 mmolN·m^-2·h^-1). 温度、溶解氧以及二者的共同作用是影响潮滩沉积物反硝化作用进行的显著因素.     

中国北方黄土区C4植物稳定碳同位素组成的研究

通过对中国北方黄土区C₄植物稳定碳同位素(δ ¹³C)的系统分析, 发现C₄植物δ ¹³C值分布区间为-10.5‰ ~ -14.6‰, 其平均值为-12.6‰ ± 0.82‰; C₄植物δ ¹³C组成有随年降雨量减少, 即从半湿润区到半干旱区, 再到干旱区微微变轻的趋势; C₄植物的稳定碳同位素组成雨季比旱季偏重. 以上变化趋势都与C₃植物稳定碳同位素变化趋势相反.     

红松和长白松针叶暗呼吸对连续4个生长季高浓度CO2处理的响应

以开顶箱法研究了高浓度CO₂对长白山两种针叶树—红松和长白松针叶暗呼吸作用的长期影响. 对两个树种连续4个生长季进行700和500 μmol·mol^{-1 CO₂处理, 同时设接受大气CO₂浓度(约350 μmol·mol-1 CO₂)的开顶箱为对照, 在CO₂处理的第2, 3和4个生长季分别测定了针叶的暗呼吸速率. 结果表明: CO₂处理的第2个生长季, 高浓度CO₂下红松和长白松针叶暗呼吸速率增加, 可能与碳氮含量变化有关; CO₂处理的第3个生长季, 高浓度CO₂条件下生长的红松针叶暗呼吸速率增加, 长白松针叶的暗呼吸速率下降, 两树种呈不同响应主要与植株的生长速率不同有关; CO₂处理的第4个生长季, 红松和长白松针叶的暗呼吸速率均受高浓度CO₂抑制. 第3个生长季通过改变测量CO₂浓度, 发现高浓度CO₂对长白松针叶暗呼吸作用的短期效应与长期效应呈现一致性, 红松不完全相同. 红松和长白松针叶的暗呼吸作用对高浓度CO₂的响应与CO₂处理时间及植株个体的生长发育阶段有关, 暗呼吸速率的变化是CO₂直接作用与长期驯化共同作用的结果, 不能用短期的测定结果预测针叶暗呼吸对高浓度CO₂响应的长期效应.}     

南京葫芦洞石笋δ13C对冰期气候的复杂响应与诊断

文中重建了南京葫芦洞内距今75~10 ka期间7支石笋δ¹³C的时间变化序列, δ¹³C曲线在重叠时段均具有一致性波动形式. 在最后一个冰期/间冰期旋回, δ¹³C值变化幅度达6‰, 反映了C3/C4植被类型变化对δ¹³C的主控作用. 然而, 在末次冰期格陵兰冰心记录的DO暖事件时(千年尺度), δ¹³C与指示降水变化的δ¹⁸O呈反相关, 主要反映了快速渗水条件下洞穴岩溶水对土壤CO₂溶解量的降低. 据同期生长石笋δ¹³C和δ¹⁸O对比分析, 石笋碳同位素动力分馏程度与生长速率有关. 进一步研究发现, 本区末次冰消期植被类型变化滞后于降水变化约700年.     

在-170℃盐溶液阴离子拉曼特征及浓度定量分析

在-170℃条件下拉曼光谱仪测试盐水溶液的实验表明, 拉曼光谱中位移波数很近的阴离子如 和 拉曼峰峰尖清晰且通过剥离技术可恢复拉曼峰原形, 冰的特征峰(3090~3109 cm^-1)尖锐稳定, 单个阴离子Cl^-与水络合成的稳定络合基团(nCl^--[H⁺-OH^-]n)的拉曼特征峰拉曼位移是3401~3413 cm^-1. 实验同时表明随着阴离子浓度的增大, 阴离子拉曼特征峰强度增强, 而冰的拉曼特征峰强度减弱. 根据大量的实验数据, 总结出了在-170℃条件下阴离子拉曼峰半高峰面积与冰拉曼峰半高峰面积比值(Si/ )和阴离子摩尔浓度的相关性曲线模板. 这一实验成果和模板在塔里木盆地志留系砂岩成岩流体包裹体成份分析中得到了成功的应用.     

近10 a中国对流层NO2的变化趋势、时空分布特征及其来源解析

利用卫星遥感资料, 分析了1997~2006年中国对流层NO₂的变化趋势和时空分布特征以及来源解析. 研究发现中国近10 a来对流层NO2垂直柱密度具有明显的增长趋势. 东部地区近10 a的NO₂垂直柱密度平均值(9.3×10¹⁵ molec/cm2)是西部地区(0.6×10¹⁵ molec/cm₂)的15倍, NO₂污染最严重的地区主要集中在京津冀、长江三角洲、珠江三角洲以及四川盆地等人口聚居和工业发达的地区, 与人口的分布有密切的关系. 由于气象因素、人居和自然环境等因素的差异, 东部和西部地区对流层NO₂浓度季节变化具有明显不同的特征, 东部地区在冬季浓度最高, 而西部地区在夏季达到极大值. 还分析了几个典型的超大城市对流层NO₂垂直柱密度变化趋势, 上海以每年~20%的增长速率呈线性上升趋势, 增长率最高. 卫星遥感同地面实测资料的比较和验证表明, 大城市对流层NO₂垂直柱密度与近地面的NO₂浓度呈现一致的变化趋势, 且与机动车保有量的变化有显著的相关性, 表明剧烈的人为工业和经济活动对对流层NO₂的来源有重要的贡献.     

贡嘎山山地暗针叶林带森林土壤温室气体N2O和CH4排放研究

利用静态箱法对贡嘎山森林生态系统峨眉冷杉原始林、演替林以及峨眉冷杉采伐迹地土壤N₂O和CH₄排放通量进行了测定. 结果表明: (1) 各观测点土壤向大气释放N₂O, 土壤为大气N₂O的排放源, 而CH₄的排放通量均为负值, 土壤为大气CH₄的吸收汇, 各观测点N₂O年均排放通量的对比关系为峨眉冷杉(Abies fabri)原始林＞采伐迹地>演替林, CH₄年均吸收通量则表现为峨眉冷杉原始林＞演替林＞采伐迹地. (2) 各观测点N₂O排放通量具有明显的季节变化, 夏季7~8月以及春季2~3月土壤N₂O出现两次排放高峰, 冬季及春季3月中旬至4月N₂O排放量较低. 各观测点CH₄吸收强度的季节变化波动强烈, 规律不明显. 总的来说, 演替林和采伐迹地CH₄吸收通量均以5月中旬至7月下旬为最高, 其余时间较低, 而峨眉冷杉原始林到9月份CH₄吸收通量仍保持较高的数值. 与原始林相比, 演替林和采伐迹地的CH₄吸收能力要弱些, 且采伐迹地的CH₄吸收能力更弱, 森林砍伐降低了土壤对大气CH₄的吸收能力. (3) 峨眉冷杉原始林N₂O排放通量存在明显日变化规律, 且N₂O排放通量与气温(r = 0.95, n = 11, α ＜0.01 ) 和5 cm地温(r = 0.81, n = 11, α ＜0.01 ) 呈显著正相关. CH₄日变化规律不明显, 与气温、地温均无明显相关关系.     

低温含锗溶液与泥炭和褐煤相互作用实验研究

在25~100℃, C₀ = 5 μg/g和不同pH值条件下, 对泥炭和褐煤与含锗溶液(Ge⁴⁺)的相互作用进行了实验研究. 研究结果表明: (1)酸性(pH₀ = 2.96)条件下, 泥炭和褐煤对溶液中锗的表观转化率与温度呈明显的正相关; 同等实验条件下, 实验所采用的褐煤对锗的表观转化率明显高于泥炭, 但其有机转化率低于泥炭; 泥炭和褐煤与含锗溶液相互作用的活化能分别为30.96和15.67 kJ·mol^-1. (2)强酸(pH₀ = 2.96)、强碱(pH₀ = 12.08)条件有利于泥炭和褐煤对锗的转化; 在40 = 6.38)条件有利于褐煤对锗的转化. (3)泥炭和褐煤与含锗溶液相互作用的反应机理可能主要是有机质对锗的配合作用. 上述结果为煤中锗超常富集的热水沉积成因提供了最直接的实验证据.