中国区域主要颗粒物及污染气体的排放源清单

利用政府部门公布的最新数据, 包括社会-经济数据、化石燃料和生物质燃料消耗数据等,同时采用一些新的、中国特有的排放因子, 计算了中国大陆2007 年高时空分辨率的颗粒物及污染气体的排放源清单. 计算的年排放量分别是: PM_2.5 1321.2 万吨, BC 139.9 万吨, OC 294.6 万吨,SO₂ 3158.4 万吨, NO_x 2324.8 万吨, NH₃ 1601.7.0 万吨, CO 16485.6 万吨, VOCs 3546.4 万吨. 计算出的全国和各地区的排放量采用0.5°×0.5°的网格来图示, 表明沿海地区及部分中部地区的排放强度明显高于西部地区; 部分污染物的排放具有较强的季节性, 主要是由于自然因素及居民采暖、农业秸秆的露天焚烧的季节性等所致. 分析对比表明, 本文计算的排放结果与其他清单基本相当, 但在不同污染物分类别的排放量上则不尽相同; 估算误差相对以往清单小.     

青藏高原高寒灌丛CO2通量日和月变化特征

采用涡度相关法对青藏高原高寒灌丛CO₂通量进行连续观测的结果表明, 青藏高原高寒灌丛CO₂通量呈明显的日和月变化特征. 就日变化而言, 暖季(7月)CO₂通量峰值出现在12:00左右(−1.19 g CO₂/(m²·h) ^−1), 08:00~19:00时CO₂净吸收, 而20:00~07:00为CO2净排放; 冷季(1月)CO₂通量变化振幅极小, 除11:00~17:00时少量的CO₂净排放以外(0.11 g CO₂/(m²·h)^−1左右), 其余时段CO₂通量接近于零. 从月变化来看, 6~9月为CO₂净吸收阶段, 8月CO₂净吸收最大, 6~9月CO₂2净吸收的总量达673 g CO₂/m²; 1~5月及10~12月为CO₂净排放, 共排放446 g CO₂/m², 4月CO₂净排放最大. 全年CO₂通量核算表明, 无放牧条件下青藏高原高寒灌丛是显著的CO₂汇, 全年CO₂净吸收量达227 g CO₂/m².     

青藏高原沼泽与高寒草甸草地退化对生长期CO2排放的影响

采用静态箱-便携式红外色谱法对青藏高原风火山地区沼泽草甸和高寒草甸两类生态系统CO₂排放通量进行了研究. 结果表明, 生长期内两类生态系统之间及同一生态系统内部不同的退化程度之间CO₂排放通量均存在较大差异. 沼泽草甸CO2排放通量随着退化程度的加剧而逐渐降低, 而高寒草甸除5月份之外, CO₂排放通量随着退化程度的加剧而逐渐提高; 未退化沼泽草甸较高寒草甸CO₂的排放通量同比高出65.1%~80.3%; 中度退化沼泽草甸较高寒草甸CO2的排放通量同比高出22.1%~67.5%; 然 而, 严重退化的高寒草甸比沼泽草甸CO₂的排放通量反而高出14.3%~29.5%. 5 cm处土壤水分、5 cm处土壤温度和地上生物量与CO₂排放通量显著相关, 是控制CO₂排放主要环境因子     

青藏高原高海拔地区C4植物的发现

通过对青藏高原地区27°42′~40°57′N, 88°93′~103°24′E, 海拔2210~5050 m范围内采集的植物进行碳同位素分析, 发现其中2种藜科和6种禾本科植物是C₄植物. 11个地点的4种C₄植物海拔超过了3800 m, 其中6个地点的3种C₄植物(白草Pennisetum centrasiaticum, 云南野古草Arundinella yunnanensis和固沙草Orinus thoroldii)分布在海拔4000 m以上, 最高可达4520 m. 分析认为在大气低CO₂分压背景下, 强光照提供的充足能量使C₄植物能忍耐更低的温度, 以及青藏高原南部降雨集中于高温季节的有利条件, 可能是C₄植物生长在高海拔地区的重要原因.     

青藏高原3种植被类型净生态系统CO2交换量的比较

采用涡度相关观测技术系统, 于2003年7月1日~2004年6月30日对青藏高原高寒草甸3种植被类型(矮嵩草草甸、金露梅灌丛草甸和藏嵩草沼泽化草甸)生态系统CO₂通量进行观测和分析. 结果表明, 嵩草草甸、灌丛草甸和沼泽化草甸CO₂最大吸收率分别为16.78, 10.42和16.57 μmol/m²·s; 最大CO₂排放率分别为8.22, 7.73和18.67 μmol/m²·s; 嵩草草甸和灌丛草甸一年从大气中分别吸收CO₂ 282和53 g/m², 而沼泽草甸一年向大气排放CO₂ 478 g/m². 证明青藏高原嵩草草甸和灌丛草甸比C4草原和一些低海拔草原和森林具有一个较低CO₂吸收和排放量潜能, 而沼泽化草甸具有一个较高的排放潜能, 揭示了青藏高原高寒草甸生态系统不同植被类型的碳源/汇的明显差异, 主要是由植物光合能力不同和土壤呼吸差异引起的.     

白垩纪同褶皱重磁化组分揭示中扬子褶皱带构造旋转过程

为研究中扬子褶皱带的变形过程, 对重庆万州地区中三叠世灰岩和中晚侏罗世砂岩进行了古地磁研究. 系统热退磁表明, 侏罗纪样品受现代地磁场重磁化严重, 三叠纪样品分离出3个重磁化组分: 低温(0~200℃)、中温(200~360℃)和高温(400~460℃)组分. 低温组分分布于现代地磁场方向附近, 可能为黏滞剩磁. 逐步展平褶皱检验显示: 中温组分在褶皱展平至 33%±8%时获得, 相应古地磁方向为 D_ec = 11.2°, I_nc = 45.2° (α₉₅ = 4.5°, N = 34), 对应古地磁极位置79.3°N, 219.5°E (d_p = 3.6°, d_m = 5.7°); 高温组分在褶皱展平至50%±27%时获得, 在95%置信范围内取褶皱展平至 70%, 相应古地磁方向为D_ec = 24.2°, I_nc = 49.0° (α₉₅ = 3.6°, N = 23), 对应古地磁极位置为69.2°N, 195.5°E (d_p = 3.1°, d_m =4.8°). 与白垩纪参考古地磁方向或极位置比较, 上述重磁化组分揭示该地区在褶皱变形的中期经历了12.8°±3.5°的顺时针旋转, 而变形后期以来没有发生旋转. 结合前人数据, 认为中扬子褶皱带万州-香溪段部分弯曲是由弯山构造引起的; 湖北蒲圻地区在褶皱变形末期以来经历了27.5°±5.8°的顺时针旋转, 因此至少50%的构造旋转是由于弯山构造导致的. 中扬子褶皱带发生于侏罗纪末期和早白垩纪的褶皱造山事件也揭示了华南-华北地块碰撞可能一直持续到早白垩纪早期.     

亚热带稻田生态系统土壤呼吸的估算

采用涡度相关技术, 于2002年8月开始对亚热带典型稻田生态系统的水、热和CO₂通量进行了连续监测, 利用2003~2005年连续3 a稻田休闲期(10月中旬至次年4月)夜间通量的监测结果分析土壤呼吸的动态变化及其与土壤温度的关系, 计算得出稻田土壤呼吸年变化动态. 结果表明: 稻田土壤呼吸具有明显的季节变化趋势; 稻田休闲期夜间土壤呼吸速率为52~398 mg·m^-2·h^-1, 其呼吸速率与不同深度(5, 10和20 cm)土壤温度呈指数相关关系(P<0.001), 以稻田5 cm土壤温度相关性最好; 根据得到的稻田土壤呼吸与土壤温度的关系模式, 计算出亚热带稻田生态系统年平均土壤呼吸速率为178.5~259.9 mg·m^-2·h^-1, 年土壤呼吸总量为1.56~2.28 kg·m^-2·a^-1. 研究结果表明, 利用稻田休闲期涡度相关法观测结果得到的关系模式估算稻田生态系统水稻生长季稻田土壤CO₂的排放速率和排放量是可行的.     

基于静态暗箱法的陆地生态系统-大气CO2净交换估算

介绍了基于静态暗箱-气相色谱法确定陆地生态系统-大气CO₂净交换(NEE)的基本原理及相关分量的测定方法, 指出NEE估算主要有3个关键环节: (1)暗箱碳通量中合理扣除植株地上部分暗呼吸; (2)土壤总呼吸中根自养呼吸量的确定; (3)NPP中根际沉积碳的估算. 基于对地-气系统碳交换过程的理解, 利用2001和2002年南京地区稻田CO₂排放的测定结果及相关环境和生物要素的测定, 估算了稻田生态系统-大气CO₂的净交换. 结果表明, 两年间南京稻田NEE的季节性变化趋势基本一致: 水稻移栽后3周内表现为碳净排放或弱的净固定, 其后碳净固定逐渐增加, 较高的净固定出现在拔节孕穗期, 抽穗后逐步下降. 2001和2002年的日平均碳净通量分别为-6.06和-7.95 gC·m^-2, 与Campbell等人采用波文比法测定的美国得克萨斯州稻田CO₂净通量值接近, 且两地的NEE季节性变化趋势基本一致. 烤田期和其后两周淹水期的平均净通量估算结果与日本Miyata等人采用涡度相关法在类似条件下的测定结果一致. 基于静态暗箱法估算的NEE与采用波文比法及涡度相关法测定的NEE具有一致性和可比性.     

三江平原沼泽湿地CO2和CH4通量及影响因子

利用不透明气体采样箱-气相色谱法, 同步测量了三江平原两种主要类型沼泽湿地CO₂通量和CH₄净通量. 三江平原常年积水沼泽湿地生态系统呼吸通量平均值为548.04 mg·m^&#8722;2·h^&#8722;1, 小于季节性积水沼泽(713.08 mg·m^&#8722;2·h^&#8722;1); 较大值都集中于7~8月, 即植物生长旺季. CH₄排放规律与生态系统呼吸通量不同, 常年积水沼泽CH₄平均通量值为12.80 mg·m^&#8722;2·h^&#8722;1, 大于季节性积水沼泽(8.56 mg·m^&#8722;2·h^&#8722;1), 且高值区分布时段也不同. 7~9月是常年积水沼泽CH₄主要排放期, 而季节性积水沼泽CH₄主要排放期为8月下旬至9月中旬. 沼泽湿地生态系统呼吸通量与0~10 cm土壤温度及湿地积水水温呈显著正相关关系, CH₄排放通量与土壤温度相关关系并不十分显著, 地表水水位和土壤温度的综合作用决定沼泽湿地CH₄排放特征.     

阿尔泰山南缘萨热阔布金矿床的纯CO2流体

萨热阔布金矿产于新疆阿尔泰山南缘泥盆系康布铁堡组变质酸性火山岩、火山碎屑岩中, 近矿围岩黄铁矿化、网脉状硅化、碳酸盐化发育, 金的主成矿阶段有黄铁矿-石英阶段(Ⅱ)和多金属硫化物阶段(Ⅲ). 主成矿阶段脉石英中流体包裹体很发育, 显微观察和冷冻法研究表明黄铁矿-石英阶段包裹体类型以液态纯CO₂包裹体(L_CO2)为主, 其密度可高达0.85 ~ 1.07 g/cm³, 其次为富CO₂包裹体(L_CO2-L_H2O), 少量富H2O包裹体(L_H2O-L_CO2). 多金属硫化物阶段脉石英的包裹体类型更复杂, 还有CO₂-CH₄体系的流体, 其固相CO₂ T_m低达-78.1 ~ -61.9℃, T_h,CO2 也很低, 为-33.7 ~ -17.7℃. 高密度CO₂流体的捕获压力估算为150~350 MPa. 激光Raman探针分析证实了纯CO₂包裹体的成分特征. CO₂流体的δ¹³C为-10.725‰ ~ -21.151‰, 与地幔矿物中CO₂流体的δ¹³C值相似. 这些特征均与其他石英脉型或蚀变岩型的热液金矿明显不同. 富CO₂流体还具有区域上的特征, 其来源可能与后碰撞造山过程的地幔脱气作用有关.     

光促进下烯烃与二氧化碳的羰基化反应

研究了烯烃在光促进温和条件(常温常压)和非贵金属Co(OAc)₂的催化下与二氧化碳的羰基化反应; 同时对反应进行了¹³CO₂和¹³CH₃OH同位素实验研究. ¹³CO₂和¹³CH₃OH同位素实验研究表明, 光促进下本实验体系中二氧化碳参与的羰基化反应所得产物羧酸甲酯中的羰基碳约有50%来自CO ₂, 另50%来自CH₃OH.     

一种由全球水循环产生的可能重要的CO2汇

关于全球CO₂汇的位置、大小、变化和机制目前仍不确定, 还存有争议. 在理论计算和野外观测数据证明的基础上发现, 可能存在一种由全球水循环产生的重要的CO₂汇(以溶解无机碳-DIC的形式). 这个汇达到0.8013 Pg C/a(约占人类活动排放CO₂总量的10.1%, 或占所谓的遗漏CO₂汇的28.6%), 它是由水对CO2的溶解吸收形成的, 并随着碳酸盐的溶解及水生植物光合作用对CO₂的消耗的增加而显著增加. 这部分汇中有0.5188 Pg C/a通过海上降水(0.2748 Pg C/a)和陆地河流(0.244 Pg C/a)进入海洋, 有0.158 Pg C/a再次释放进入大气, 还有0.1245 Pg C/a储存在陆地水生生态系统中. 因此, 净沉降是0.6433 Pg C/a. 随着全球变暖引起的全球水循环的加强、CO₂和大气圈中碳酸盐粉尘的增加, 还有造林地区的增多(会引起土壤CO₂的增加进而导致水中DIC浓度的增大), 这部分汇也可能增加.     

南海第四纪冰期旋回中的碳酸钙泵

碳酸钙的保存与溶解(即碳酸钙泵)通过其缓冲器效应控制着世界大洋的酸碱度, 进而可能对全球大气CO₂浓度的变化起着重要作用. 南海大洋钻探ODP 1143站2 Ma以来的碳酸钙分析, 提供探讨第四纪冰期旋回中碳酸钙泵作用的高分辨率记录. 统计研究结果表明, 南海第四纪冰期至间冰期过渡期, 碳酸钙堆积速率的最高值领先于δ ¹⁸O最轻值约3.6 ka; 而间冰期至冰期过渡期, 碳酸钙溶解程度最高值滞后于δ ¹⁸O最轻值约5.6 ka. 碳酸钙泵在冰期至间冰期过渡期向大气释放CO₂, 而在间冰期至冰期过渡期将大气CO ₂泵入深海. 碳酸钙泵的这种海水CO₃^2-浓度的调节功能, 直接控制全球大气CO₂的部分变化, 从而影响第四纪全球碳循环系统.     

新型开放式结构复合磷酸草酸铟的水热合成及表征

以有机胺(乙二胺, 1,3-丙二胺)以及碱金属离子Na⁺做结构导向剂(SDA), 在水热条件下合成了3种新型开放式结构的复合磷酸草酸铟(Ⅰ~Ⅲ), 并进行了结构及性质表征. X射线单晶结构解析表明它们的分子式分别为Ⅰ, Na[InPO₄(C₂O₄)_0.5]·H₂O. Ⅱ, [C₂N₂H₁₀]_0.5[InPO₄(C₂O₄)_0.5]. Ⅲ, [C₃N₂H₁₂]_0.5[In₂(PO₄)(HPO₄)(C₂O₄)]·H₂O. Ⅰ~Ⅲ合成中所用的结构导向剂均位于孔道中. Ⅰ在Na⁺为导向剂条件下合成得到, 它的结构是由InO₆八面体与PO₄四面体共用顶点连接成四元环磷酸铟层, 层与层之间由草酸基团C₂O₄^2-连接. 这一结构在a, b方向都具有八元环孔道, 为三维交叉孔道结构. Ⅱ的结构与Ⅰ类似, 不同的是, 它的客体分子是质子化的乙二胺而非Na⁺. Ⅲ中, InO₆和PO₄的连接形成双六元环二级结构单元(SBU), 这些二级结构单元之间通过草酸根连接, 在c方向产生了环形十六元环直孔道. 这三种磷酸草酸铟晶体数据如下: Ⅰ, 三斜, 空间群: P-1 (No. 2), a = 5.5662(17) Å, b = 6.454(2) Å, c = 8.966(3) Å, α = 102.609(4)°, β = 107.319(3)°, γ = 94.426(4)°, V = 296.56(16) Å3, Z = 2, M = 294.81, ρcalcu = 3.301 g/cm³, R1 = 0.0275, wR2 = 0.0731. Ⅱ, 三斜, 空间群: P-1 (No. 2), a = 5.653(4) Å, b = 6.627(4) Å, c = 9.391(8) Å, α = 70.788(8)°, β = 75.836(12)°, γ = 89.681(9)°, V = 321.1(4) Å3, Z = 2, M = 283.85, ρ_calcu = 2.936 g/cm^{3, R1= 0.0664, wR2 = 0.1572. Ⅲ, 正交, 空间群: Pccm (No. 49), a = 10.350(2) Å, b = 12.190(2) Å, c = 13.000(3) Å, V = 1640.2(6) Å3, Z = 4, M =272.32, ρ_calcu = 2.206 g/cm3, R1 = 0.0691, wR2 = 0.1831.}     

CO2浓度对中肋骨条藻的光合无机碳吸收和胞外碳酸酐酶活性的影响

为探讨低光照(30 μmol·m^&#8722;2·s^&#8722;1)和高光照(210 μmol·m^&#8722;2·s^&#8722;1)条件下海水CO₂浓度变化对海产硅藻中肋骨条藻(Skeletonema costatum)的生理影响, 对该藻生长及其光合CO₂吸收和胞外碳酸酐酶(CA_ext)活性进行了测定, 结果表明, 在低光条件下, CO₂浓度变化(4~31 μmol/L CO₂)对该藻的生长和净光合速率的影响比高光条件大. CA_ext在12和31 μmol/L CO₂时没有检测出活性; 但在4 μmol/L CO₂时则有明显活性, 且其高光条件下的活性是低光条件下的2.5倍. 细胞光合作用对CO₂的亲和力随着培养液中CO₂浓度升高而下降. 另外, 高光条件下细胞的光合CO₂亲和力明显高于低光条件. 这些结果表明, CA_ext的活性和光合CO₂亲和力不仅受CO₂浓度而且受到光照强度的调节; 在高光照条件下, 即使CO₂浓度较低, 细胞的高CA_ext活性和光合CO₂亲和力也能够提供充足的CO₂供其光合固碳所需.     

基于粉末X射线衍射的7-ADCA晶体结构解析

在0.01°/s, 步长0.01°的条件下对7-氨基-3-去乙酰氧基头孢烷酸(7-ADCA)粉末进行X射线扫描, 获得较高分辨率的衍射数据. 通过指标化计算确定其晶体结构所属晶系及空间群, 再运用Monte Carlo模拟退火得到三维晶体结构模型, 用Rietveld方法精修晶体结构和晶胞中各原子分数坐标. 结果表明, 该晶体属于单斜晶系, P2₁空间群, 晶胞参数为α=13.50 Å, β=6.01 Å, c=5.91 Å, α = γ = 90.00°, β = 101.96°, Z = 2, V = 469.10 ų.     

配位聚合物[Co2(C3H4N2)4(C10H2O8)]n的晶体结构、磁性及光-电性能

采用溶液热合成方法, 得到了新颖的Co(Ⅱ)配位聚合物单晶体. 它是以[Co₂(C₃H₄N₂)₄(C₁₀H₂O₈)]为重复单元、用均苯四甲酸根为桥而联成的一维无限链状聚合物. 该配合物单晶属三斜晶系, 空间群P 1, ( — ) a = 0.9610(1) nm, b = 0.9684(1) nm, c = 0.7924(1) nm, α = 96.695(9)°, β = 102.741(6)°, γ = 116.551(5)°, V = 0.6236(2) nm³, Z = 2, R₁ = 0.0342, wR² = 0.0990. 表面光电压光谱测试结果表明, 它在300~800 nm范围内, 表现出了较明显的光伏响应带. 另外从该化合物的变温磁化率研究结果可以看出, 该聚合物具有弱的反铁磁物质行为.     

新型钒氧吡唑配合物的合成与表征

在室温条件下, 用相同的原料合成了两种新的以简单吡唑(C₃H₄N₂简写为pz)为配体的不同钒氧配合物, VO(pz) ₄ (SO₄)·H₂O (1)和V₂O₂ (m-pz) (m-OOSO₂)(m-OCH₃)(pz) ₄ (2). 配合物1是单核的以4个吡唑为端配的钒氧配合物; 配合物2是以吡唑阴离子、硫酸根和甲氧基为桥基的三元异桥双核配合物. 对两个配合物进行了元素分析、红外光谱表征, 并用X单晶衍射测定了配合物1和2的晶体结构. 此外, 进行了非等温热分解动力学研究. 配合物1的晶体属于正交晶系, 空间群: Pna2₁, a = 14.547(2) Å, b =10.895 (2) Å, c =11.835 (2) Å; a = b = g = 90°, V = 1875.8(5) ų, Z = 4, R₁ = 0.0485, wR₂ = 0.1092. 对于配合物2: 三斜晶系, 空间群: Pī, a =8.377(2) Å, b =9.928(2) Å, c = 16.527(3) Å, a = 85.54(3)°, b = 80.92(3)°, g = 87.92(3), V =1352.7(5) Å₃, Z = 2, R₁ = 0.1461, wR₂ = 0.4444. 非等温热分解动力学研究表明, 配合物1的第一阶段和第二阶段热分解反应可能的反应机理分别为成核与生长n = 1/3, 三维扩散n = 2. 配合物2第一阶段和第二阶段热分解反应可能的机理分别为化学反应, 三维扩散n = 2.     

广东黄坌早三叠世古地磁结果及其构造地质意义

对广东黄坌剖面早三叠世大冶组122个岩芯样品的岩石磁学和古地磁研究表明, 样品的载磁矿物以含钛的磁铁矿为主. 热退磁显示2~3组分量. 低温分量与现代地磁场方向一致, 100~400℃分离出一组叠加剩磁, 为燕山期的重磁化. 400~530℃退磁区间获得稳定的特征剩磁(层面坐标下D=51.1°, I=15.3°, α₉₅=5.0°), 并通过了广义的褶皱检验和倒转检验, 表明高温分量为原生剩磁. 对应虚磁极位置: 38.5°N, 212.7°E, d_p=2.6, d_m=5.1. 它与扬子地块同时代的极位置在95%的置信区间内重叠, 表明在早三叠世时, 南华地块与扬子地块已经拼贴. 已发表的南华地块上的早三叠世古地磁数据表明, 它们的磁倾角接近, 但偏角变化较大, 在投影图上早三叠世古磁极分布于一个以南华地块为中心的小圆上, 暗示了中国南方广泛存在的局部旋转导致各地的古地磁极不一致.     

华北地台蓟县系杨庄组古地磁新结果及其大地构造意义

对采自蓟县剖面的蓟县系杨庄组(~1350Ma)紫红色泥质白云岩样品开展了详细的古地磁研究, 成功分离出两个剩磁分量. 低温分量A在地理坐标系下与现代地磁场方向接近, 被解释为重磁化分量. 高温稳定剩磁分量B能够在99%置信水平上通过褶皱检验(褶皱的时代为中晚侏罗世) 和95%置信水平上通过倒转检验. 岩石磁学实验表明其携磁矿物为赤铁矿. 其平均方向在构造校正前为D/I = 77.6°/-24.3° (κ = 5.4, α₉₅ = 18.3°), 校正后为D/I = 72.2°/11.5° (κ = 24.6, α₉₅ = 7.9°, N = 15), 该分量被解释为原生剩磁. 相应的视磁极位置为(17.3°N, 214.5°E, dp/dm = 4.1°/8.0°). 对现有高质量古地磁极拟合结果表明, 华北地台、Laurentia、Baltica和Siberia大陆在1800~1350 Ma期间保持同一连接方式.