冻结强度和冻结时间对高寒区温带森林土壤微生物量、可浸提的碳和氮含量及N_2O和CO_2排放量的影响

冻结能够增加土壤二氧化碳和氧化亚氮排放以及活性碳和氮的释放.然而,目前很少报道土壤冻结处理后两种温室气体排放变化的差异以及与土壤属性的关联性.论文研究了土壤冻结强度和冻结时间对中国东北成熟阔叶红松混交林和临近的次生白桦林土壤二氧化碳(CO2)和氧化亚氮(N2O)、氮素净矿化量、微生物量和可浸提的碳和氮含量的影响.两种林地土壤具有不同的微生物量和容重.取上述两种温带林地0~5和5~10 cm原状土柱,分别进行?8,?18和?80℃冻结处理10和145 d,然后各自在10℃下融化培养21 d.未进行冻结前处理的原状土柱样品,10℃培养21 d为对照.融化后土壤N2O和CO2排放量随林分类型、土壤深度和冷冻处理而发生变化,该差异归因于冻结后所致的土壤充水孔隙度(WFPS)和物质有效性变化.土壤湿度大约为80%WFPS时,融化期森林土壤N2O排放量最大,而森林土壤CO2排放量却随土壤湿度增加而显著地增加.冻结处理后,土壤溶解性有机碳含量和CO2排放量均随冻结时间延长而增加,这与土壤微生物碳含量降低相一致;冻结温度显著影响森林土壤氮素净矿化量和净氨化量以及氧化亚氮排放量.土壤N2O排放量与土壤p H和容重呈显著的负相关关系,却与土壤K2SO4浸提的硝态氮含量和氮素净氨化量呈显著的正相关关系.土壤CO2排放量与土壤氮素净矿化量和净氨化量呈显著的正相关关系.因此,基于较宽范围的冻结温度和冻结时间的观测结果,融化后土壤N2O和CO2排放量主要依赖于冻结处理后氮素净矿化量、释放的物质有效性以及有关通气性的土壤属性变化.     

长白山红松针阔叶混交林生态系统生产力的估算

利用LI-6400CO2分析系统测定了长白山红松针阔叶混交林生态系统土壤呼吸、乔木和灌木树干和枝条的呼吸、植物叶片光合与呼吸.同步监测森林小气候气象因子,建立土壤、树干、叶片与气象因子间的模型.根据红松针阔叶混交林植被群落特性,估算红松针阔叶混交林森林生态系统不同组分CO2通量.利用涡度相关技术监测红松针阔叶混交林净生态系统交换量.探讨温度、光合有效辐射对森林生态系统CO2通量的影响.通过分析发现,在当年的气候条件下,该森林净生态系统交换量主要受土壤呼吸和叶片光合的影响.红松针阔叶混交林净生态系统交换量全年变化范围在-4.67～13.80 μmol·m-2·s-1.该森林生态系统CO2通量在冬季和夏季里平均分别为-2.0和3.9 μmol·m-2·s-1 (24 h平均值).乔木、灌木和草本的初级生产力分别占阔叶红松林总初级生产力的89.7%,3.5%,6.8%.土壤呼吸是森林生态系统中最主要的CO2排放源,约占红松针阔叶混交林生态系统CO2排放的69.7%,植物叶片和枝干分别占15.2%和15.1%.在生长季和非生长季中红松针阔叶混交林净生态系统交换量分别占全年CO2通量的56.8%和43.2%.自养呼吸占总初级生产力的比值(RaGPP)为0.52(NPPGPP=0.48).森林生态系统地下当年碳积累量占总初级生产力的52%.土壤呼吸占总初级生产力的60%.红松针阔叶混交林NPP为769.3 gC·m-2·a-1.该森林净生态系统交换量(NEE)为229.51 gC·m-2·a-1.涡度相关技术获得的该森林生态系统NEE低于箱式法获得的19.8%.     

南亚热带森林土壤CO_2排放的季节动态及其对环境变化的响应

应用静态箱／气象色谱法对南亚热带3种森林土壤地表CO2排放通量的季节动态及其对环境变化的响应规律进行了2年的连续观测,结果表明:季风常绿阔叶林、针阔叶混交林和马尾松针叶林(S L)CO2年排放总量分别为3942．2,3422．36和2163．02 gCO2．m-2·a-1,并且3种林分具有相同的季节性变化特征,排放高峰均出现在6～8月,这期间的土壤CO2排放量占全年排放总量的35．9％,38．1％和40．2％:不同森林土壤CO2排放过程对环境变化的响应有明显差异,具体体现在针叶林(PF)对温度变化的响应较阔叶林(BF)和混交林(MF)敏感,Q10值较大,而且CO2排放通量的季节变化幅度较大,表明结构单一的森林生态系统抗干扰能力较差;3种森林土壤CO2排放通量与土壤温度(Ts)、土壤含水量(Ms)和空气压力(Pa)均呈显著相关;但多元回归分析表明,空气压力对森林土壤CO2排放通量的影响并不显著;基于经验模型,以土壤5 cm处温度和土壤含水量两个指标可以分别说明阔叶林、混交林和针叶林土壤CO2排放通量变异的75．7％,77．8％和86．5％,该模型可以较好地描述受水分胁迫的土壤或干旱或半干旱土壤CO2的排放过程．     

南亚热带森林土壤CO2排放的季节动态及其对环境变化的响应

应用静态箱/气象色谱法对南亚热带3种森林土壤地表CO2排放通量的季节动态及其对环境变化的响应规律进行了2年的连续观测,结果表明季风常绿阔叶林、针阔叶混交林和马尾松针叶林(S+L)CO2年排放总量分别为3942.2,3422.36和2163.02 gCO2·m-2·a-1,并且3种林分具有相同的季节性变化特征,排放高峰均出现在6～8月,这期间的土壤CO2排放量占全年排放总量的35.9%,38.1%和40.2%;不同森林土壤CO2排放过程对环境变化的响应有明显差异,具体体现在针叶林(PF)对温度变化的响应较阔叶林(BF)和混交林(MF)敏感,Q10值较大,而且CO2排放通量的季节变化幅度较大,表明结构单一的森林生态系统抗干扰能力较差;3种森林土壤CO2排放通量与土壤温度(Ts)、土壤含水量(Ms)和空气压力(Pa)均呈显著相关;但多元回归分析表明,空气压力对森林土壤CO2排放通量的影响并不显著;基于经验模型,以土壤5 cm处温度和土壤含水量两个指标可以分别说明阔叶林、混交林和针叶林土壤CO2排放通量变异的75.7%,77.8%和86.5%,该模型可以较好地描述受水分胁迫的土壤或干旱或半干旱土壤CO2的排放过程.     

内蒙古羊草草原碳交换季节变异及其生态学解析

用涡度相关技术测量了内蒙古羊草草原2003和2004年两个生长季生态系统CO2交换通量.观测表明,两个生长季的CO2通量存在明显差异.内蒙古羊草草原生态系统CO2通量的日变化特征根据其吸收高峰出现的时间可以分为两种,一种具有两个吸收高峰,其特点是在午间出现了碳交换通量的降低,这种现象与植物光合作用的午间降低现象一致;另一种类型是只有一个吸收高峰出现在午间.CO2通量的吸收和排放的日最大值在两个生长季出现的时间有所不同,2003年均发生于7月,分别为-7.4 g·m-2·d-1(白天)和5.4 g·m-2·d-1(夜间),而2004年发生在8月,分别为-12.8 g·m-2·d-1(白天)和5.8 g·m-2·d-1(夜间).2003年128 d的植物生长期内,整个生态系统白天固定了294.66 g CO2·m-2,同时期夜间释放了333.14 g CO2·m-2;在2004年116 d的生长期内白天固定了467.46 g CO2·m-2,夜间释放了437.17 g CO2·m-2.根据两个生长季的观测数据分析表明,在影响生态系统碳交换的生态因子中,水分和光合有效辐射(PAR)是两个重要的生态因子.连续的降雨会引起生态系统碳交换能力的降低;在适宜的土壤水分条件下,决定白天CO2通量的主要是PAR,二者呈双曲线关系;土壤水分胁迫情况下,CO2通量显著低于适宜土壤湿度状况下的CO2通量,且当PAR＞1200 μmol·m-2·s-1时,生态系统出现了光饱和现象;CO2通量明显地被高饱和水汽压差(VPD)所抑制;夜间CO2通量主要依赖于土壤温度与土壤水分有效性的协调作用.     

长白山阔叶红松林CO2通量季节和年际变化特征及控制机制

老龄林碳代谢的长期测定对于预测其在未来气候条件下的碳收支状态,减小陆地生态系统碳收支的不确定性十分重要.本研究使用连续两个生长季节(2003和2004年)的涡度相关CO2净交换通量测定和常规气象资料分析平均林龄200年的长白山阔叶红松林生态系统(128°28'E,42°24'N,中国吉林省)FNEE及其主要成分FGPP与Re的季节和年际变化特征及环境和生物因子对其的影响.通量数据进行了平面坐标旋转,储存项和u*修正.叶面积指数和温度分别控制着该生态系统FGPP和Re的季节动态和年际差别.水汽压亏缺和气温在更小尺度上调节生长季节的生态系统光合生产,根部水分条件显著影响生态系统冬季维持性的碳代谢过程.2003年1月至2004年12月该生态系统累计截获碳-449 g C·m-2,其中2003和2004年分别为-278和-171 g C·m-2.这两年FGpP和Re分别为-1332,-1294 g C·m-2和1054,1124 g C·m-2.这显示老龄森林可以成为强的碳汇.受环境因子调控,长白山阔叶红松林生态系统的碳代谢表现出显著的季节和年际差异.冬季该生态系统存在弱的光合作用,但总体上向大气释放CO2.春秋季节碳代谢非常活跃,但生态系统吸收和释放几乎相同数量的碳,对全年碳截获贡献并不显著.夏季碳代谢对该生态系统全年碳收支意义重大.90 d的夏季分别贡献全年66.9,68.9%的FGpP和60.4,62.1%的Re.     

长白山阔叶红松林CO_2通量季节和年际变化特征及控制机制

老龄林碳代谢的长期测定对于预测其在未来气候条件下的碳收支状态,减小陆地生态系统碳收支的不确定性十分重要．本研究使用连续两个生长季节(2003和2004年)的涡度相关CO2净交换通量测定和常规气象资料分析平均林龄200年的长白山阔叶红松林生态系统(128°28′E, 42°24′N,中国吉林省)FNEE及其主要成分FGPP与Re的季节和年际变化特征及环境和生物因子对其的影响．通量数据进行了平面坐标旋转,储存项和μ*修正．叶面积指数和温度分别控制着该生态系统FGPP和Re的季节动态和年际差别．水汽压亏缺和气温在更小尺度上调节生长季节的生态系统光合生产,根部水分条件显著影响生态系统冬季维持性的碳代谢过程．2003年1月至2004年12月该生态系统累计截获碳-449 g C·m-2,其中2003和2004年分别为-278和-171 g C·m-2．这两年FGPP和Re分别为-1332,-1294 g C·m-2和1054,1124 g C·m-2．这显示老龄森林可以成为强的碳汇．受环境因子调控,长白山阔叶红松林生态系统的碳代谢表现出显著的季节和年际差异．冬季该生态系统存在弱的光合作用,但总体上向大气释放CO2．春秋季节碳代谢非常活跃,但生态系统吸收和释放几乎相同数量的碳,对全年碳截获贡献并不显著．夏季碳代谢对该生态系统全年碳收支意义重大．90 d的夏季分别贡献全年66．9,68．9％的FGPP和60．4,62．1％的Re．     

数据填补及能量闭合对半干旱区生态系统年净碳交换的影响

基于半干旱区2种不同下垫面(草地和旱作农田)2005和2008年涡动相关法取得的通量资料,分析了数据填补、能量收支闭合率以及摩擦风速(u*)阈值等对生态系统年净碳交换的影响.通过加入4种不同长度的人工空缺(空缺长度从0.5 h~12 d),比较了平均日变化法(MDV)、边缘分布抽样法(MDS)和非线性回归法等6种填补方法的填补效果.结果表明,MDS的整体表现最好,特别是对长空缺的填补效果优于其他方法,估算的年NEE偏差在5 g C m-2 a-1以内.非线性回归法估算的夜间NEE具有较大的正偏差,表明非线性回归法估算的夜间生态系统呼吸偏高.4种非线性回归法估算的年NEE偏差在8.0~30.8g C m-2 a-1.由于在半干旱区土壤含水量是生态系统碳交换的重要限制因子,非线性回归法中综合考虑土壤温度和土壤含水量影响的Non_linear3和Non_linear4表现较好.MDV对白天NEE空缺的填补优于夜间,估算的年NEE偏差在-2.6~-13.4 g C m-2 a-1.总体上,数据填补的精确度受下垫面类型、空缺长度以及空缺出现时间(白天、晚上)影响.2个观测站点的能量收支闭合率在80%左右.能量收支闭合率受湍流强度影响显著;当夜间摩擦风速较低时,湍流混合不充分,能量收支闭合率也较低.生态系统在某个风向的累积通量印痕较大时,有效能量和湍流通量源区的不匹配造成这一风向上的能量收支闭合率也较低.通过假设能量收支不闭合全部由感热通量和潜热通量的低估引起,评估了能量闭合订正对生态系统CO2通量的影响.结果表明经过订正后的草地、农田的年净碳交换量平均增加近10 g C m-2 a-1.此外当u*阈值从0.1增加到0.2 m s-1,年净碳交换平均增加37.5 g C m-2 a-1,这表明u*阈值的设定对生态系统的年净碳交换影响较大.     

富营养化湖泊沉积物有机质矿化过程中碳、氮、磷的迁移特征

采用室内培养的方法,以富营养化湖泊太湖为例,研究了沉积物有机质矿化过程中碳、氮、磷的迁移特征.结果表明,在沉积物中的有机质矿化过程中,碳以溶解性无机碳释放至水中,同时以CH4和CO2形式释放至大气中,培养结束时,CH4和CO2累积排放含量分别为1492.21和498.96 mg/g(dw),其中CH4占气态碳的89.16%(以C质量计);此外,大量的氮、磷营养盐释放至上覆水体,水中总氮、总磷和铵态氮的最高浓度分别是初始浓度的62.16、28.16和139.45倍,而硝态氮浓度在整个培养过程中逐渐下降,培养末期浓度是初期的0.21倍;厌氧条件下,沉积物有机质的矿化,不仅可以生成大量的CH4、CO2气体,还能够促使沉积物中铵态氮和磷的释放;而沉积物有机质矿化释放的碳、氮、磷营养元素又能加剧湖泊富营养化程度,促进湖泊水体的初级生产力,从而增加湖泊沉积物有机质输入.这样的循环方式可能是湖泊富营养化自维持的重要机制之一.     

青藏高原金露梅灌丛草甸净生态系统CO2交换量的季节变异及其环境控制机制

应用静态箱／气象色谱法对南亚热带3种森林土壤地表CO₂排放通量的季节动态及其对环境变化的响应规律进行了2年的连续观测,结果表明:季风常绿阔叶林、针阔叶混交林和马尾松针叶林(S+L)CO₂年排放总量分别为3942．2,3422．36和2163．02 gCO₂．m^-2·a^-1,并且3种林分具有相同的季节性变化特征,排放高峰均出现在6～8月,这期间的土壤CO₂排放量占全年排放总量的35．9％,38．1％和40．2％:不同森林土壤CO2排放过程对环境变化的响应有明显差异,具体体现在针叶林(PF)对温度变化的响应较阔叶林(BF)和混交林(MF)敏感,Q10值较大,而且CO₂排放通量的季节变化幅度较大,表明结构单一的森林生态系统抗干扰能力较差;3种森林土壤CO₂排放通量与土壤温度(Ts)、土壤含水量(Ms)和空气压力(Pa)均呈显著相关;但多元回归分析表明,空气压力对森林土壤CO₂排放通量的影响并不显著;基于经验模型,以土壤5 cm处温度和土壤含水量两个指标可以分别说明阔叶林、混交林和针叶林土壤CO₂排放通量变异的75．7％,77．8％和86．5％,该模型可以较好地描述受水分胁迫的土壤或干旱或半干旱土壤CO₂的排放过程．     

青藏高原金露梅灌丛草甸净生态系统CO2交换量的季节变异及其环境控制机制

利用涡度相关技术,对2003年和2004年青藏高原金露梅灌丛草甸生态系统CO2通量观测表明,金露梅灌丛草甸生态系统CO2通量日变化、年变化明显,且日变化暖季大于冷季.CO2净交换量在年内的4,9月为两个释放高峰期,以7和8月的吸收量最大.2年的CO2吸收分别为231.4和274.8 gCO2·m-2,平均为253.1 gCO2·m2,在区域起着重要的碳汇功能.CO2日交换量与温度、辐射等气象因素具有显著的负相关关系.受年际间气候差异影响,两年CO2释放和吸收高峰出现及维持时间具有微小的差异.比较发现,各年白天CO2通量受光合辐射的控制作用基本相同,温度条件似乎成为影响CO2通量的重要环境因子.在植物生长季温度过高明显时,会降低碳的吸收能力.其原因可能是由于高温度条件下土壤呼吸增强有关引起的.生物量测定表明,2003和2004年的地上和地下生物年净固碳量分别为544.0和559.4 gC·m-2,与CO2年净交换吸收碳量(分别为63.1和74.9 gC·m-2)基本趋势一致.     

南亚热带森林土壤CO2排放的季节动态及其对环境变化的响应

应用静态箱／气象色谱法对南亚热带3种森林土壤地表CO₂排放通量的季节动态及其对环境变化的响应规律进行了2年的连续观测,结果表明:季风常绿阔叶林、针阔叶混交林和马尾松针叶林(S+L)CO₂年排放总量分别为3942．2,3422．36和2163．02 gCO₂．m^-2·a^-1,并且3种林分具有相同的季节性变化特征,排放高峰均出现在6～8月,这期间的土壤CO₂排放量占全年排放总量的35．9％,38．1％和40．2％:不同森林土壤CO₂排放过程对环境变化的响应有明显差异,具体体现在针叶林(PF)对温度变化的响应较阔叶林(BF)和混交林(MF)敏感,Q10值较大,而且CO₂排放通量的季节变化幅度较大,表明结构单一的森林生态系统抗干扰能力较差;3种森林土壤CO₂排放通量与土壤温度(Ts)、土壤含水量(Ms)和空气压力(Pa)均呈显著相关;但多元回归分析表明,空气压力对森林土壤CO₂排放通量的影响并不显著;基于经验模型,以土壤5 cm处温度和土壤含水量两个指标可以分别说明阔叶林、混交林和针叶林土壤CO₂排放通量变异的75．7％,77．8％和86．5％,该模型可以较好地描述受水分胁迫的土壤或干旱或半干旱土壤CO₂的排放过程．     

青藏高原金露梅灌丛草甸净生态系统CO_2交换量的季节变异及其环境控制机制

利用涡度相关技术,对2003年和2004年青藏高原金露梅灌丛草甸生态系统CO2通量观测表明,金露梅灌丛草甸生态系统CO2通量日变化、年变化明显,且日变化暖季大于冷季．CO2净交换量在年内的4,9月为两个释放高峰期,以7和8月的吸收量最大．2年的CO2吸收分别为231．4和274．8 gCO2·m-2,平均为253．1 gCO2·m2,在区域起着重要的碳汇功能．CO2日交换量与温度、辐射等气象因素具有显著的负相关关系．受年际间气候差异影响,两年CO2释放和吸收高峰出现及维持时间具有微小的差异．比较发现,各年白天CO2通量受光合辐射的控制作用基本相同,温度条件似乎成为影响CO2通量的重要环境因子．在植物生长季温度过高明显时,会降低碳的吸收能力．其原因可能是由于高温度条件下土壤呼吸增强有关引起的．生物量测定表明。2003和2004年的地上和地下生物年净固碳量分别为544．0和559．4 gC·m-2,与CO2年净交换吸收碳量(分别为63．1和74．9 gC·m-2)基本趋势一致．     

华北平原农田生态系统碳交换及其环境调控机制

在华北平原冬小麦/夏玉米轮作田采用涡度相关法进行了连续两年的碳通量观测,研究农田生态系统碳通量的构成及其变化特征,并分析碳交换对主要环境因子的响应.结果显示夜间净碳交换量(NEE)与0～10 cm地温呈明显的指数关系,两年度(2002年11月～2003年10月和2003年11月～2004年10月)的Q10分别为2.94和2.40.通过模拟计算得到总初级生产力(GPP)和生态系统呼吸(Rec).冬小麦、夏玉米GPP的光响应曲线均符合直角双曲线方程.玉米季平均最大光合速率(Amax)与表观初始光能利用率(α)大于麦季.冬小麦α值随LAI增加而增大.作物主要生长季农田NEE的日变化明显白天吸收、夜晚释放CO2.其他月份农田以碳排放为主,NEE的日变化不显著.农田NEE日较差4～5月和8～9月较大,其它月份较小.农田NEE,GPP和Rec呈明显的季节变化.2003年和2004年玉米田最大日平均碳吸收量分别为-10.20和-12.50 gC·m-2·d-1;麦田最大日平均碳吸收量分别为-8.19和-9.50 gC·m-2·d-1.麦田和玉米田的最大碳吸收量分别出现在4～5月和8月中旬,和GPP最大值出现时间一致.冬小麦和夏玉米主要生长季(3～5月和8～9月)的NEE由GPP支配.GPP主要受PAR和LAI影响.温度对GPP的影响在早春较为明显.7月Rec达到全年最大,Rec和GPP对NEE的贡献相当.其余月份NEE以Rec为主,温度成为NEE的主要控制因子.从生长季NEE总量看,两年度的麦季分别为-77.6和-152.2 gC·m-2·a-1,玉米季分别为-120.1和-165.6 gC·m-2·a-1,玉米季均大于麦季.两年度冬小麦/夏玉米轮作田的年均NEE分别为-197.6和-317.9 gC·m-2·a-1,表明华北平原农田是大气CO2的汇.若考虑收获籽粒的碳,则农田由碳汇变为碳源两年度分别为340.5和107.5 gC·m-2·a-1.受温度、降水等气候因子及施肥、耕作等农田管理措施影响,农田碳交换的年际变化很大.实行免耕和一年一熟制是减少土壤碳排放、增加作物碳吸收的有效途径.     

亚洲区域陆地生态系统碳通量观测研究进展

作为FLUXNET的重要组成部分,亚洲区域以其广阔的地域、独特的气候、丰富多样的植被类型等特点,日益成为全球碳通量观测研究的热点地区之一.目前在亚洲地区已经成立了AsiaFlux(日本),KoFlux(韩国)和ChinaFLUX(中国)区域性观测研究网络,约有54个不同生态系统类型的通量观测站点,观测区域覆盖了从2°N到63°N的热带雨林、常绿阔叶林、针阔混交林、灌木草地、高寒草甸和各种农田等陆地生态系统.各观测站点都在以涡度相关技术为主体对植被-大气间的CO2,H2O和能量通量、以及生态系统水碳循环的关键过程进行着长期和连续的观测,所获取的观测数据将被用于量化和对比分析研究区域内的生态系统碳收支与水平衡特征及其对环境变化的响应,验证土壤-植物-大气连续系统的物质交换模型,服务于陆地生态系统碳、水循环的集成性研究.长期以来,亚洲地区的科学家在观测理论与技术、生态系统通量特征和模拟模型等领域取得了许多成就,为全球通量观测事业的发展做出了重要贡献.但是,为进一步提高亚洲地区的通量观测研究水平、加速观测数据的积累、提高数据质量和数据资源的共享水平,急需建立复杂地形和夜间NEE质量评价与校正的方法论体系,构建和发展通量观测网络与稳定性同位素观测网络、水碳循环过程实验网络以及遥感观测或高空     

河库连续体中溶解性无机碳及其同位素的时空分异特征——以澜沧江云南段为例

河流及水库等水生态系统中的溶解性无机碳(DIC)是全球碳循环与大气、陆地和海洋之间碳相互作用的重要组成部分.以澜沧江云南段上游天然河段及下游梯级水库群形成的连续体为研究对象,分析了河库连续体表层水体中水化学特征、溶解性无机碳浓度及其碳同位素时空分布特征.研究结果表明:河库连续体水体中溶解无机碳(DIC)及其同位素(δ13 C DIC)组成特征总体表现为:DIC浓度丰水期较低,枯水期较高,平均值分别为2.59±0.44和3.30±0.37 mmol/L;δ13 C DIC值丰水期偏负、枯水期偏正,平均值分别为-8.52‰±0.38‰和-6.95‰±0.53‰,与自然河流的季节变化特征相似.水体DIC来源主要包括土壤及水体有机质分解生成的CO 2、碳酸盐风化和水气界面CO 2的交换过程.澜沧江河库连续体中DIC浓度及δ13 C DIC组成的时空异质性特征与流域岩性、土壤生物地球化学过程以及微生物活动强度等均有较大关系.当前,澜沧江梯级水库群建库时间短,梯级联合运行下调度复杂,水文条件多变,梯级水库对河流重要生源要素——碳累积影响方面的“水库效应”还不明显.     

水分胁迫对内蒙古羊草草原生态系统光合和呼吸作用的影响

在全球气候变化条件下,全球陆地区域的降水量及其空间/时间分布模式将发生明显改变,这种变化将对中国的陆地生态系统,尤其是干旱地区的温带草地生态系统碳收支产生重要影响.作为中国陆地生态系统通量观测研究网络(ChinaFLUX)的一部分,本研究利用2003至2004年在内蒙古羊草草原的涡度相关通量观测数据,初步探讨了水分胁迫对羊草草原生态系统光合和呼吸作用的影响.研究发现温度和水分是影响该生态系统在生长季(5～9月)的光合和呼吸作用的主要因子.在土壤水分适宜条件下,生态系统呼吸对温度变化的敏感性较大(Q10=2.0),而当土壤含水量降低时生态系统呼吸对温度的敏感性明显降低(Q10=1.6).高温和干旱会显著降低生态系统的光合生产力.生长季的降水量及其季节分配模式的不同对草地生态系统的生物物候有明显的影响,在2003年6月初生态系统就开始净吸收CO2、在7月初出现最大净生态系统CO2吸收量,而因随后发生的干旱和高温胁迫使其在8月就提早进入休眠期;2004年春季的严重干旱导致生态系在7月初才开始净吸收CO2,并在降水丰沛气温适宜的8月出现最大CO2吸收量,水分胁迫导致该草地植物生长发育比2003年推迟1个多月.观测结果显示该草地生态系统在2004年5～9月比2003年同期多吸收30 g CO2·m-2.我国温带草原植被类型复杂多样,要准确估算我国草地生态系统碳收支还需要开展更多的长期联合观带研究.     

青藏高原高寒草地土壤中脂肪酸的分布特征

脂肪酸作为一种重要的生物标志物,已被广泛用于沉积物和土壤中有机质来源的示踪.青藏高原是世界上海拔最高的高原,也是亚洲许多大河沉积物的主要源.本研究在青藏高原高寒草地选择17个采样点,采集不同土层深度的土壤样品,通过测定土壤样品中总有机质参数和生物标志物脂肪酸的含量与组成,并结合环境要素(气温、降水和土壤理化性质)数据,阐明了青藏高原高寒草地不同土层深度脂肪酸的组成、来源和分布特征.结果表明:脂肪酸呈双峰型分布,以C_(16)和偶碳长链脂肪酸(C_(20)~C_(30))为主,表明土壤微生物和高等植物的混合输入源.源解析结果显示高等植物对青藏高原土壤中脂肪酸含量的贡献至少达40%.脂肪酸的含量随土层深度增加而降低,最大值为(1.08±0.09)mg/g OC(以OC计)出现在0~10cm层,最小值为(0.46±0.12)mg/g OC出现在50~70cm层,植物组织的输入在深层土壤中急剧减少是导致此现象的主要原因.与环境因子的相关性分析表明,脂肪酸总含量与年平均气温(P0.05)和土壤p H(P0.01)呈显著负相关关系,表明低温和低土壤p H更有益于青藏高原土壤中脂肪酸的保存.新鲜有机质来源的脂肪酸含量与年均降水呈显著正相关关系(P0.05),表明降水有助于新鲜有机质来源的脂肪酸在青藏高原土壤中的累积.此外,其他环境因素,如土壤矿物含量(铁、铝氧化物)、微生物群落组成、枯落物的质量和数量等,对青藏高原土壤中脂肪酸保留所起的作用亟待进一步研究,以便更好理解青藏高原高寒草地土壤中脂肪酸的保留机理.     

抚仙湖沉水植物分布及其碳、氮和磷化学计量学特征

目前对于沉水植物碳(C)、氮(N)和磷(P)化学计量学的野外研究主要集中在中营养或富营养化水体,而对于贫营养水体中沉水植物C、N和P的积累特征研究较少.基于对贫营养湖泊抚仙湖沉水植物的调查,研究抚仙湖9种常见沉水植物C、N和P化学计量学特征及其种间和种内差异.结果表明:1)抚仙湖沉水植物主要分布在湖岸浅水区域,分布水深范围为0.5~14.0 m,平均分布水深为3.6 m;2)抚仙湖沉水植物地上部分C、N和P含量平均值分别为381.89、18.59和2.13 mg/g,N∶P比平均值为9.21,且C、N和P含量之间呈显著正相关;3)抚仙湖沉水植物地上部分C、N和P含量及C∶N比和C∶P比值种间差异大于种内差异,而N∶P比种内差异大于种间差异;4)抚仙湖沉水植物C含量和N:P比平均值要大于长江中下游一些富营养化湖泊的沉水植物,抚仙湖沉水植物的生长可能潜在地受到P的限制.