三江平原稻田CO2通量及其环境响应特征

 基于涡度相关技术,于2004年生长季对三江平原稻田CO₂通量进行了观测.结果表明,CO₂通量日变化特征明显;月平均的CO₂通量日变化幅度很大,6～9月,夜间最大净排放通量分别为0.23,0.23,0.18,0.12mg/(m²·s);白天最大净吸收通量分别为-0.14,-0.68,-0.66,-0.22mg/(m²·s).白天CO₂通量的变化与光合有效辐射明显相关,并且逐月变化.利用摩擦速度(U)的阈值进行筛选,夜间通量与温度之间无明显相关,同期观测的静态箱法结果表明,夜间通量与空气和土壤温度相关,整个生长季,生态系统从大气中吸收的C为5.30t/hm².     

青海湖东北岸天然草地CO2 通量变化特征

采用涡度相关法对青海湖东北岸地区草甸化草原生态系统的CO₂ 通量进行了观测,结果表明： 在生长季节(5~9 月),就日变化,08:00~19:00 为CO₂ 净吸收,20:00~07:00 为CO₂ 净排放,CO₂ 通量 净吸收峰值一般出现在12:00 时,7 月份12:00 时CO₂ 净吸收峰值为1.41 g·(m2·h)^-1;就月变化,7 月 是生长季CO₂ 净吸收最高月份,月CO₂ 净吸收量达到162.70 g·m^-2,整个生长季CO₂ 净吸收的总量达 468.07 g·m^-2。非生长季节(1~4 月及10~12 月),CO₂ 通量日变化振幅极小,最大CO₂ 净排放通量出现 在3 月,为0.29 g·(m2·h)^-1,除12 月和1 月各时段CO₂ 通量接近于零,其余月份各时段CO₂ 净排放在 0.02~0.29 g·(m2·h)^-1;3 月是全年CO₂ 净排放的最高月份,全月CO₂ 净排放量为72.33 g·m^-2,整个非生 长季CO₂ 净排放为319.78 g·m^-2。结果表明,无放牧条件下青海湖东北岸地区草甸化草原,全年CO₂ 净吸收量达148.30 g·m^-2,是显著的CO₂ 汇。     

北京地区暖温带森林土壤温室气体排放规律

本研究利用静态箱法在北京市东灵山暖温带森林生长期选择3种不同类型的森林(阔叶混交林、辽东栎林和油松林)的土壤进行了温室气体(CH₄、CO₂和N₂O)排放规律的野外原位观测.研究结果表明:暖温带主要代表森林类型的土壤作为CH₄的汇吸收大气中的CH₄,同时作为CO₂和N₂O的源向大气排放.观测结果显示:不同的森林土壤类型其温室气体排放通量、范围各不相同,阔叶混交林土壤CH₄、CO₂和N₂O通量范围分别是:42～103μg/(m²·h),15～344mg/(m²·h)和-61～101μg/(m²·h);辽东栎林土壤3种气体通量范围分别是:13～182 μg/(m²·h),23～380mg/(m²·h)和-15～183 μg/(m²·h);油松林土壤3种气体通量范围分别是:12～128 μg/(m²·h),15～292mg/(m²·h) 和 -94～153 μg/(m²·h).观测期内阔叶混交林土壤CH₄、CO₂和N₂O平均通量分别是:-66 μg/(m²·h),145mg/(m²·h)和22 μg/(m²·h);辽东栎林土壤3种气体平均通量分别是:-67 μg/(m²·h),146mg/(m²·h)和45μg/(m²·h);油松林土壤3种气体平均通量分别是:-79 μg/(m²·h),150mg/(m²·h)和31μg/(m²·h).本研究估算了不同类型的森林土壤不同的温室气体生长期内的排放总量,阔叶混交林土壤CH₄、CO₂和N₂O排放总量分别是:-5.34kg/(hm²·a),13.9Mg/(hm²·a) 和2.58kg/(hm²·a); 辽东栎林土壤3种气体排放总量分别是:-6.20kg/(hm²·a), 14.07Mg/(hm²·a)和4.19kg/(hm²·a); 油松林土壤3种气体排放总量分别是-6.85kg/(hm²·a), 15.71Mg/(hm²·a)和4.30kg/(hm²·a).     

亚热带稻田生态系统CO2通量的季节变化特征

为估算和评价稻田生态系统碳源/汇强度及其对大气CO₂浓度变化的贡献,研究了稻田生态系统与大气间CO₂交换通量的季节变化特征及其影响因素.采用涡度相关技术对我国亚热带稻田生态系统CO₂交换通量进行了连续监测,在数据剔除、校正和差补的基础上,对瞬时CO₂通量值进行计算求得日CO₂通量值和年CO₂通量值,并对CO₂通量季节变化及其与主要气象因子的关系进行了探讨.结果表明,稻田生态系统光合吸收CO₂通量（GPP）、呼吸排放CO₂通量（R_eco）和净吸收CO₂通量（NEE）的季节变化均呈6～9月较高,1～5月和10～12月较低的对称分布.其中5～9月水稻生长时期的NEE总量占年总量的80%以上,对年NEE总量起决定性作用.光合有效辐射（PAR）和日平均气温（T_a）是GPP与NEE季节变化的最主要影响因子,二者与GPP和NEE分别存在显著的二元线性关系.年净吸收CO₂总量为2?475.6 g/(m²·a),这表明我国亚热带稻田生态系统是大气CO₂的汇.     

高寒草甸不同土地利用格局土壤CO2的释放量

分析高寒草甸不同土地利用格局下土壤CO₂的释放量大小表明,在植物生长季的5～9月,土壤CO₂释放量大小排序为:金露梅灌丛草甸(1871.40g/m²)＞矮嵩草草甸(1769.63g/m²)＞退化金露梅灌丛草甸(1495.60g/m²)＞退化矮嵩草草甸(1191.26g/m²);而在植物非生长季的10月到翌年4月,其土壤CO₂释放量大小与植物生长季略有差异,表现出矮嵩草草甸(661.46g/m²)＞金露梅灌丛草甸(550.90g/m²)＞退化矮嵩草草甸(502.50g/m²)＞退化金露梅灌丛草甸(384.50g/m²)的特点;全年内表现为矮嵩草草甸(2431.09g/m²)＞金露梅灌丛草甸(2422.30g/m²)＞退化金露梅灌丛草甸(1880.10g/m²)＞退化矮嵩草草甸(1694.06g/m²).高寒草甸地区不同土地利用格局土壤CO₂释放数量的差异及季节变化,不仅与各利用格局的土壤生物活性及土壤物理化学性状有关,而且与气象条件(特别是温度)及其土壤冬季冻结期长短关系极为密切.     

太湖水-气界面CO2交换通量观测研究

基于2003-01～2005-06利用静态箱法对太湖水-气界面CO₂交换通量的观测,对太湖水-气界面交换通量的变化特征进行了分析研究.结果表明:太湖水-气界面CO₂交换通量存在明显的日变化,春、夏、秋、冬4季日平均通量分别为-0.79mg/(m²·h)、-4.89 mg/(m²·h)、-4.06 mg/(m²·h)和-2.56 mg/(m²·h),太湖均是CO₂的汇.一般污染越重的区域,CO₂通量值越大.藻型湖区水-气界面CO₂交换通量季节变化不明显,草型湖区水-气界面CO₂交换通量季节变化很明显,夏秋季高,冬春季低.CO₂通量变化的可能相关因子还有天气情况、太阳辐射、风速及水温、pH、TA、Chla、TC、TN和TP等.     

祁连山高山草甸土壤CO2通量的时空变化及其影响分析

采用Li-6400便携式光合作用测量系统连接Li-6400-09土壤呼吸室,在2004年生长季节对祁连山高山草甸土壤CO₂通量沿海拔梯度进行了野外定位试验,统计分析了水热因子及根系生物量对高山草甸土壤CO₂通量特征的可能影响.结果表明,土壤CO₂通量存在明显的空间变化规律, 沿海拔梯度土壤CO₂通量随着海拔梯度的增加而逐渐减小,其变异系数逐渐增加;就日变化而言,土壤CO₂通量晚间维持在较低水平,02：00～06：00最低,在07：00～08：30开始升高,11：00～16：00达到峰值,16：00～18：30开始下降,整个过程呈单峰曲线.土壤CO₂通量的日平均值介于(0.56±0.32) ～ (2.53±0.76) μmol·(m²·s)^-1.从季节变化来看,土壤CO₂通量均以夏秋季较高,春冬季排放量较低,7～8月份达到最大值［4.736 μmol·(m²·s)^-1］,6月与9月份次之,5月与10月份基本一致,整个生长过程总的变化趋势呈单峰曲线形式.高山草甸土壤CO₂通量在植物生长季与10 cm土壤温度、土壤含水量、根系生物量都存在不同程度的正相关关系,表明高山草甸土壤CO₂通量的空间变异主要受温度、水分和植物根系的综合影响.     

基于涡度相关技术的农田生态系统碳收支评估

以涡度相关技术为主要观测手段,连续观测冬小麦和水稻生态系统主要生长季净生态系统CO₂交换（NEE）的变化规律,评估两种农田生态系统CO₂的源/汇功能.结果表明,整个观测期间,两种作物生态系统CO₂浓度的日变化曲线呈现白天低、晚上高的"一峰一谷"型,冬小麦生态系统变化较为平缓,而水稻生态系统变化则比较剧烈.冬小麦和水稻生态系统白天30 min CO₂通量的平均值分别为-13.4 μmol·m^-2·s^-1和-12.9 μmol·m^-2·s^-1,通量最高值分别出现冬小麦的孕穗期与水稻的开花期.此外,两种作物生长季CO₂通量表现出"U"形曲线的日变化特点,白天以吸收CO₂为主,冬小麦和水稻生态系统分别于12：00和11：30达到吸收峰值;夜间CO₂通量变化较为稳定,表现为呼吸排放CO₂.两种农田生态系统均表现为碳汇,冬小麦与水稻生态系统净碳交换分别为188.2 g·m^-2与233.8 g·m^-2.     

鄂南4种典型土地利用方式红壤CO2排放及其影响因素

以湖北省咸宁地区分布的红壤为研究对象,采用静态箱法对4种典型土地利用方式（水稻-油菜轮作田,旱地,林地,果园）土壤CO₂的排放特征及其相关影响因子进行了观测研究.结果表明,4种利用方式土壤CO₂的年排放总量从高到低分别为水稻-油菜轮作田1 129 g/(m²·a),果园828 g/(m²·a),旱地632 g/(m²·a),林地533 g/(m²·a).土壤CO₂排放通量呈现明显的季节性变异,水田夏季淹水期排放低,而其它3种土壤都是夏季最高,春秋次之,冬季最低,并与对应的大气温度、土壤温度变化趋势基本一致.其中5 cm地温与4种土壤CO₂排放通量均成极显著的相关关系,且以林地的相关性最大.除水田外,其它土壤CO₂排放通量与大气温度均呈显著正相关关系.根据5 cm地温与CO₂排放通量的相关方程计算得出,4种利用方式红壤的Q₁₀分别为水田1.51,果园1.88,林地2.08,旱地2.7.土壤CO₂排放通量与土壤WFPS之间并没有明显的相关关系.土壤可溶性有机碳（DOC）含量与CO₂排放通量的变化趋势基本一致,且DOC在降水或淹水的情况下显著增大.     

青海瓦里关大气CO2本底浓度的变化特征

 对中国瓦里关大气本底基准观象台(全球基准站)1994年11月～2005年6月近10年来的大气CO₂连续观测资料进行了统计分析.结果表明,瓦里关大气CO₂本底浓度具有明显的季节变化,最高值出现在每年的4月末～5月初,最低值出现在夏季的7、8月份;CO₂浓度的日变化幅度在夏季比较明显,其他季节的日变化则相对平稳;现场连续监测结果与美国海洋大气管理局/气候监测与诊断试验室(NOAA/CMDL)分析的气瓶采样资料有很好的一致性,并与全球大气CO₂监测资料有很好的可比性;1995～2004年瓦里关地区大气CO₂的平均增长率约为1.83μmol/(mol·a),其中以1998～1999年和2002～2003年最为明显.2003年我国内陆大气CO₂年平均浓度增长率达到了2.70μmol/(mol?a),为近10年来的最大值,其年增长幅度略小于世界气象组织全球大气监测系统(WMO/GAW)中北半球近海的同类监测台站,但变化趋势基本一致,我国内陆大气CO₂本底浓度的年平均值约增加了4.6%.