青藏高原“变暖”意味着什么? 第十一届新世纪北京生态论坛专家热议高寒生态过程与全球变化

青藏高原作为"世界屋脊"和地球的"第三极",是我国一个特殊的自然地理单元,越来越受到世界的关注。高海拔导致的低温环境承载着独特的高寒植被,同时也孕育了我国最大的冻土分布区。近几十年来,显著的气候变暖已经导致青藏高原的植被和土壤过程发生了变化。4月15日,第十一届新世纪北京生态论坛在中国科学院植物研究所顺利举办,以"高寒生态过程与全球变化"为主题,会上众专家集中讨论了高寒生态系统功能过程与气候变化之间的关系。《地球》记者参加了本次论坛,感受到浓厚的学术热情。     

青藏高原中部纳木错流域孢粉多样性的时空变化及其对高寒植被恢复的启示

孢粉多样性可为植物多样性和植被变化历史的研究提供诸多线索.目前青藏高原地区尚未有现代孢粉多样性和过去植物多样性变化的研究.基于青藏高原中部纳木错流域的37个表土和63个湖泊表层沉积物孢粉组合,利用Shannon-Wiener指数(H)和孢粉丰富度指数(E(T_(600)))定量构建了该地区现代孢粉多样性的空间分布格局.结果显示,不同植被类型孢粉多样性指数的差异反映了流域内植物多样性的空间变化.东南部高寒草原区域的孢粉多样性较高,在高寒草甸和沼泽草甸植被区域则较低.湖泊表层沉积物孢粉组合主要来自于流域内高寒草原植被和山地垂直植被带.因而纳木错沉积物记录的孢粉多样性可以有效的反映过去植物多样性的变化.通过纳木错NMLC-1孔化石孢粉组合,重建出过去8400年以来当地植物多样性经历了逐渐上升的长期变化,并发生过多期快速变化事件.这主要受控于气候持续变冷驱动下山地垂直植被带的向下迁移.青藏高原中部与纳木错流域面临着气候变暖与植被退化等环境问题的挑战,该地区高寒植被恢复工作应重视山地垂直植被带和地带性高寒草原植被,并从植物多样性的长期变化历史中寻找参照.     

青藏高原东北部30ka以来的古植被与古气候演变序列

利用孢粉分析并结合沉积学及~(14)C测年等资料,阐明青藏高原东北部若尔盖高原30ka来的古植被与古气候演变序列以及主要的气候事件。古植被经历了高寒荒漠-草原和亚高山草甸-高寒荒漠-草原、沼泽和亚高山草甸-岛状森林、沼泽和草甸-云杉、冷杉林及沼泽-岛状暗针叶林、沼泽和亚高山草甸7个阶段。气候与植被相应发生了多次变化,冰后期和全新世期间的气候事件在这里均有明显表现。     

植被覆盖状况影响中国地表气温变化的观测事实

利用NOAA/AVHRR归一化植被指数（NDVI）及观测气温与再分析地表气温的差值（Observation Minus Reanalysis, OMR）分析了植被覆盖状况对中国地表气温变化的影响.结果表明,地表气温OMR趋势值与NDVI在空间上呈现出显著的负相关关系,植被覆盖状况差（NDVI小于0.1）的区域地表升温较为显著,气温OMR趋势值超过0.2℃/10a,而植被覆盖度高（NDVI大于0.5）的区域气温OMR趋势值则变化不大,甚至出现降温.气温OMR趋势值对植被的季节变化还有着敏感的响应.不同区域植被覆盖状况的差异可能导致中国地表气温变化对全球变暖的响应不同,预测中国未来气候变化需要考虑植被覆盖状况及其动态变化的影响.     

气候变暖下青藏高原冻土路基地温场演化规律研究

冻土物理力学特性与温度密切相关,气候变暖背景下冻土路基地温场的分布和演化规律不仅会影响到路基的静力稳定性,还会影响到其在地震、车辆等动力荷载作用下的响应特征与稳定性。为此,基于现场实测路基坡面温度,系统开展气候变暖背景下青藏高原典型(东西、南北、45°)走向条件下冻土路基地温场分布及演化规律的模拟研究。结果表明,阴阳坡侧浅层土体冻结指数差异较融化指数差异更为显著,东西走向下阴坡冻结指数约为阳坡的2倍,而融化指数约为阳坡的0.83。阴阳坡侧路基本体及活动层季节冻融过程存在明显不同步,东西走向条件下阴坡冻结期(融化期)可较阳坡侧长(短)约1个月。路基修筑后,阴坡一侧路基下部人为上限均有一定的抬升,而阳坡仅南北走向有抬升。此后,在气候变暖及沥青路面吸热效应下,路基人为上限不断下降,最大速率可达20cm/a,且逐步出现融化夹层,其中阳坡融化夹层厚度普遍大于阴坡,差值最大可达2.5m。路基本体季节冻融过程的不同步、人为上限埋深及冻土地温分布的不对称性应在未来青藏高原冻土路基静力、动力稳定性设计和研究中予以考虑。     

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.     

新疆天山北坡气候变化的生态响应研究

通过近40年天山北坡气候、水文、现代冰川、湖泊观测数据和近10年卫星遥感数据, 利用遥感和GIS技术, 从地表覆被生态系统和景观尺度, 提出了一套基于遥感的干旱区生态自然变化信息提取的研究方法, 分析了近40年天山北坡气候的变化趋势和与之相应的生态响应关系. 结果表明: (1) 近40年天山北坡气候变化的总体趋势是气温和降水增加, 特别是20世纪90年代以来的近10年气温、降水与径流量增加幅度较大; (2) 近10年天山北坡各地理分区植被综合指数显著提高, 提高幅度较大的是人工绿洲区和前山带, 其变化趋势有利于植被生态的改善; (3) 干旱区植被生态对气候变化的响应非常敏感, 由于近10年天山北坡气候的变化, 其植被覆盖度和生物量持续增加, 平原区增幅明显大于山区, 后期增幅明显大于前期.     

多年冻土区铁路路基热状况对工程扰动及气候变化的响应

基于青藏铁路沿线长期地温监测资料,对天然场地及铁路路基下部的浅层地温、多年冻土上限及下伏冻土地温动态变化过程进行对比分析,研究多年冻土区铁路路基热状况对于工程扰动及气候变化的响应过程.监测结果表明,路基修筑后边坡热效应显著,由此导致路基下部多年冻土热状况的不对称分布,必须引起足够的重视.块石路基修筑后,下部多年冻土上限抬升显著,其中阴坡路肩下抬升幅度普遍较阳坡路肩下显著.普通路基修筑后,在年平均地温低于?0.6～?0.7℃的地区下部多年冻土上限有不同程度的抬升,而在年平均地温高于?0.6℃的地区下部冻土上限则出现了一定程度的下降,其中阳坡路肩下降幅显著.受块石层冷却降温作用,低温冻土区块石路基下部浅层冻土地温有明显降温过程,而在高温冻土区这一降温趋势只存在于阴坡路肩下.对于普通路基,多年冻土上限抬升后,浅层冻土地温存在一定的升温过程.对于气候变暖,低温冻土区多年冻土的响应主要集中体现在冻土升温上,而高温冻土区多年冻土的响应则主要表现为冻土上限下降,冻土厚度减小.基于上述监测结果,可将目前青藏铁路路基热状况分为稳定型(低温冻土区块石路基)、亚稳定型(低温冻土区普通路基及高温冻土区块石路基)和不稳定型(高温冻土区普通路基).     

人类工程活动下冻土环境变化评价模型

提出用冻土热稳定性、热融敏感性及地表景观稳定性来评价人类工程活动下冻土环境变化, 并提出冻土环境的定量评价模型. 利用青藏公路沿线28个地温监测资料, 对冻土环境评价模型进行计算. 分析冻土热融敏感性与冻融过程和季节融化深度之间的关系; 冻土热稳定性与多年冻土顶板温度、年平均地温及季节融化深度之间的关系; 地表景观稳定性与冻融灾害之间的关系及产生的可能性. 结果表明, 冻土热稳定性、热融敏感性和地表景观稳定性可用来评价和预报人类工程活动下冻土环境的变化特征.     

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.     

气候变化和人类活动对黄土高原植被覆盖变化的影响

利用GIMMS和SPOT VGT两种归一化植被指数(NDVI)数据对黄土高原地区1981~2006年期间植被覆盖的时空变化进行了研究, 并从气候变化和人类活动的角度分析了植被覆盖变化的原因. 黄土高原地区植被覆盖经历了以下4个阶段: ① 1981~1989年植被覆盖持续增加时期; ② 1990~1998年以小幅波动为特征的相对稳定时期; ③ 1999~2001年植被覆盖迅速下降时期; ④ 2002~2006年植被覆盖进入迅速上升时期. 黄土高原地区植被覆盖变化存在显著的空间差异, 内蒙古和宁夏沿黄农业灌溉区和鄂尔多斯退耕还林还草生态恢复区的植被覆盖明显提高, 而黄土丘陵沟壑区和六盘山、秦岭北坡等山地森林区的植被覆盖明显退化. 从不同的植被类型来看, 沙地、草地和耕地的NDVI上升趋势显著, 而森林植被的NDVI呈明显的下降趋势. 研究表明: 植被覆盖变化是气候变化和人类活动共同作用的结果. 黄土高原地区气候变暖在加剧土壤干燥化抑制夏季植被生长的同时, 提高了春、秋季节植被生长活性, 延长了植被生长期. 黄土高原地区植被覆盖和降水关系密切, 降水变化是植被覆盖变化的重要原因. 农业生产水平的提高致使农业区NDVI在不断上升, 同时, 正在黄土高原大规模进行的退耕还林还草工程建设, 其生态效应也正在呈现.     

考虑冻土的陆面过程模型及其在青藏高原GAME/Tibet试验中的应用

陆面过程的研究对于更好地认识气候和天气系统的演变规律、陆地-大气水热交换过程、人类活动对气候和环境的影响等具有重要意义. 建立了综合考虑土壤冻融、土壤水汽通量、植被覆盖和陆面-大气近地层水热交换的一维冻土-植被-大气连续体模型, 模拟了固液相变、汽态水迁移、土壤水、汽、热耦合迁移等过程, 反映了液态水从未冻区向冻结区迁移、冻结及其引起的潜热迁移的冻土物理本质, 也反映了汽态水分从高温区向低温区迁移所引起的温度及水分场的变化, 并对模型进行了检验. 水分运动方程采用混合Richards方程, 可适应各种边界条件. 土壤水热传输模型求解引入了修正的Picard迭代法, 不仅使计算迭代收敛更快, 而且能更好地保证数值计算过程中的水量平衡. 结合GAME/Tibet实验1998年5月份、7月份的观测数据, 应用该模型对青藏高原安多观测点的水热交换过程进行了模拟分析. 模拟结果表明: 土壤的冻融过程对地温变化会产生负反馈作用; 若净辐射相同, 土壤表层含水量较高的情况下考虑冻结时其地热通量在冰融化时明显增加, 显热通量减少, 而潜热通量变化不大, 但是冻结时各通量的变化不明显; 而土壤发生融化时, 尽管地热通量增加, 但是地表温度仍然减小; 土壤发生冻结时, 尽管土壤负温要比不考虑冻结时高, 但整体上热通量变化不大.     

青藏高原高寒草原生态系统土壤CO_2排放及其碳平衡

青藏高原海拔高,气压低,太阳辐射强,气候寒冷,其主体部分为海拔4000m以上的高寒地区.由于严酷的自然条件的限制,对高海拔地区的土壤CO2排放的研究非常少,尤其对海拔4500m以上的高寒草原生态系统土壤的CO2排放研究更不多见.本试验采用静态箱式法,通过对高原高寒草原生态系统(西藏:班戈县,90.01°E,31.23°N,海拔4800m)土壤CO2排放的2周年的定点观测,结果表明:青藏高原高寒草原生态系统土壤CO2排放的日变化呈现单峰曲线,CO2排放最高点出现在当地时间的14︰00左右,最低点出现在当地时间的凌晨5︰00左右,在夏季这种特征尤其明显;高寒草原生态系统土壤CO2排放亦呈现明显的季节变化,夏季增强,冬季明显减弱;根据计算,高寒草原生态系统土壤CO2排放年日平均值和年总量分别为21.39mgCO2·m?2·h?1和187.46gCO2·m?2·a?1,结合高寒草地净生产量的观测结果,表明青藏高寒草原生态系统是碳汇.     

21世纪中国陆地生态系统与大气碳交换的预测研究

利用大气-植被相互作用模型（AVIM2）模拟研究了中国陆地生态系统碳贮量的变化和与大气的碳交换,即生态系统的净初级生产力（NPP）、植被和土壤碳贮量、土壤呼吸和净生态系统生产力（NEP）对SRES B2气候变化情景和大气CO2浓度变化情景的响应。研究表明,未来100a大气CO2浓度不变而只考虑气候变化情景时,中国陆地生态系统NPP总量随时间变化逐渐下降;与此同时,植被和土壤碳总量以及NEP总量也下降。至2020年,中国陆地生态系统由21世纪初的碳汇变成碳源。在同时考虑未来气候变化和大气二氧化碳浓度增加的情景下,未来100a中国陆地生态系统NPP总量持续增长,由20世纪末的2.94Gt C·a^-1增加到21世纪末的3.99Gt C·a^-1,同时土壤和植被碳贮量也持续增加,到21世纪末总量增大到110.3Gt C.NEP总量在21世纪初期和中期保持上升趋势,大约在2050年达到最大值,之后逐渐下降,到21世纪末接近于零。     

青藏高原多年冻土区热融湖塘对土壤物理特性及入渗过程的影响

全球变暖背景下高寒土壤水文过程的变化是流域水文学及生态系统稳定性研究的关键问题之一,以多年冻土区典型发育的热融湖塘为研究对象,基于土壤物理特性、入渗过程及土壤水分等的观测,并进行模型模拟.结果表明：热融湖塘改变了土壤的入渗过程,随着其影响程度的加剧,初始入渗速率降低,且在中度影响迹地降低幅度最大;稳定入渗速率与累积入渗量在表层逐渐增加,10与20 cm深度处均为先减小后增加,与土壤质地显著相关,且累积入渗量受制于稳定入渗速率变化;通过对比分析,Hoton模型更适用于热融湖塘影响迹地高寒草甸土壤水分入渗过程的研究.总之,热融湖塘的形成降低了高寒草甸土壤的持水能力,使其导水性增强,导致热融湖塘分布区域的产流能力降低.     

不同升温模式下冻土地区装配式基础热稳定性研究

以IPCC SRES A2、A1B、B1三种气候变化模式为基础,利用数值方法研究了青藏直流联网工程冻土区装配式基础的冻融过程以及活动层、融化深度、地温的变化规律.结果表明：工程扰动和气候变暖改变了冻土的热状态,促进了冻土退化,均为影响基础长期稳定性的重要因素,其中混凝土桩基的强化导热作用加剧了冻融过程,气候升温导致活动层厚度增加,土层温度升高;随着深度的增加,冻土响应减弱,冻土温度变化幅度越小;在三种升温模式下50年后融化深度分别达到3.12m、5.07m和6.02m,而同期天然场地活动层厚度为2.07m、4.37 m、5.62 m,说明冻土对不同升温模式的响应程度不同,且中心冻土在气候变暖和工程扰动双重影响下退化更快;从第10年到第50年,这三种模式下桩基中心融化速率分别为1.5 cm·α-1,6.2 cm·α-1,8.6 cm·α-1,即随着升温速率的增加,土层融化深度增加,冻土退化速度加快;低升温率时冻土变化主要受工程作用,而在较高升温模式下冻土退化则主要受气候变暖的影响.     

三峡库区消落带不同水位高程植被和土壤特征差异

植被和土壤是消落带生态系统的重要组成部分.本研究选择三峡库区腹地忠县境内的3个地质地貌和土地利用历史相似的近自然消落带,对不同水位高程(160 m和170 m)植被群落和土壤特征进行研究,结果表明:一年生草本在消落带植物物种数中比例高达72.4%,而多年生草本仅为27.6%;不同水位高程植被物种组成完全相同,且盖度、生物量、生物多样性指数均没有显著差异;随着水位高程变化,群落优势物种存在一定差异,即160 m高程优势种为多年生狗牙根(Cynodon dactylon),而170 m高程为一年生白酒草(Conyza japonica);土壤容重、含水量、pH、有机质、总氮、总磷在160 m和170 m水位高程间均没有显著差异.因此,160 m和170 m水位高程在淹水时间和深度上的差异造成群落优势种的不同,而对当前植被和土壤特征并没有显著影响.     

中国328个城市的植被覆盖度长期变化特征及其驱动因子

城市绿地有助于促进城市居民健康,增强城市生态系统生物多样性,减轻环境污染,缓解城市热岛效应.然而城市植被盖度异质性高,量化难度大.本文利用30m分辨率的陆地卫星数据,研究了1990～2022年间我国328个城市植被覆盖度的变化.结果显示, 1990～2005年,由于城市内建筑容积率和不透水表面的增加,全国平均城市植被覆盖度由0.38降至0.35.此后,城市植被覆盖度开始逆转,到2022年增长至0.45,这种增长趋势在新建城区最明显. 2005年以前,平均城市植被覆盖度的降低主要是低植被覆盖区域的扩张造成的;此后,城市植被盖度的增加则表现为高植被覆盖区域的扩张.城市植被覆盖度变化趋势的转折与2004年以后国家陆续出台政策要求增加城市绿地覆盖度有关,城市国内生产总值与城市植被覆盖度变化呈现最高相关性.对于大城市和中等规模城市,影响植被覆盖度的前三个因子分别为国内生产总值、城市人口和气温.但对于干旱/半干旱地区的城市,植被覆盖度变化对气候因素(如降水)的敏感度更高.尽管近年来中国城市的总体植被覆盖度显著增加,但在小城市和大城市老城区的城市绿地仍有改善空间.     

青藏高原高寒草甸生态系统表观量子产额和表观最大光合速率的确定

高寒草甸是青藏高原广泛分布的植被类型,面积约1.2×106km2,位于青藏高原腹地的西藏当雄县即是典型分布区之一.以2003年生长季在当雄草原站用涡度相关法连续观测的CO2通量数据为基础,分析了净生态系统二氧化碳交换量(NEE)与光合有效辐射(PAR)之间的关系,及其表观量子产额(α)和表观最大光合速率(Pmax)在生长季中的变化特征.结果表明:白天的NEE与PAR之间符合很好的直角双曲线关系;α随生长季依次为草盛期>草盛初期>种子成熟期>枯黄期,最大为0.0244μmolCO2·μmol?1PAR,最小仅0.0098μmolCO2·μmol?1PAR;Pmax在草盛初期、草盛期、种子成熟期变化不大,平均0.433mgCO2·m?2·s?1(9.829μmolCO2·m?2·s?1),在枯黄期仅0.35mgCO2·m?2·s?1(7.945μmolCO2·m?2·s?1).青藏高原高寒草甸的α值与世界上其他的草原生态系统相比,明显偏小.     

中国草本沼泽植被地上生物量及其空间分布格局

草本沼泽是沼泽湿地生态系统中分布最广的沼泽类型,具有涵养水源、调节气候、储碳固碳、提供珍稀物种栖息地等重要生态功能.草本沼泽的固碳功能在减缓气候变暖,维持区域环境稳定性等方面发挥着关键作用.植被生物量是反映湿地固碳能力的重要指标,明确沼泽湿地植被生物量可为估算沼泽湿地碳储量及固碳能力提供科学基础.文章利用全国草本沼泽植被地上生物量实地调查数据,结合中国沼泽湿地分布数据集,首次从全国尺度对中国草本沼泽植被地上生物量及其空间分布格局进行了研究.结果表明:中国草本沼泽总面积为9.7×10~4km~2,草本沼泽植被地上生物量平均密度为(227.5±23.0)g C m~(-2)(95%置信区间,下同),总地上生物量为(22.2±2.2)Tg C(1Tg=10~(12)g).中国草本沼泽植被地上生物量密度总体表现东北和青藏高原地区低、华北中部和滨海地区高的特点.在中国不同沼泽分布区,草本沼泽植被地上生物量平均密度从小到大依次为:温带湿润半湿润沼泽区((182.3±49.3)g C m~(-2))青藏高原沼泽区((243.9±26.6)g C m~(-2))温带干旱半干旱沼泽区((300.5±73.2)g C m~(-2))亚热带湿润沼泽区((348.4±59.0)g C m~(-2))滨海沼泽区((675.4±73.8)g C m~(-2)).由于草本沼泽面积的不同,不同沼泽分布区草本沼泽植被总地上生物量在温带湿润半湿润沼泽区最大((9.6±2.6)Tg C),而在滨海沼泽区最小((1.1±0.1)Tg C).中国草本沼泽植被地上生物量空间分布具有明显的非地带性特征,但在部分地区也呈现出一定的地带性规律,青藏高原草本沼泽植被地上生物量总体随海拔的升高而降低,温带湿润半湿润区和温带干旱半干旱区草本沼泽植被地上生物量随干旱程度的增加先降低后趋于平缓,温带湿润半湿润区草本沼泽植被地上生物量在年均温度越高的地区相对越大.研究结果可为精准评估沼泽湿地对气候的调节作用提供科学依据,为湿地生态系统适应性管理提供决策支持.