海南三亚鹿回头珊瑚岸礁监测与健康评估

2002年对海南三亚鹿回头珊瑚岸礁区进行拖板法、截线样条法、潜水样条录像和数码照像的底栖群落监测调查及健康评估分析研究．区域活石珊瑚平均覆盖率为23．40％．监测方法对比说明，样条录像可以代替截线样条调查，在石珊瑚分布不均的礁区50m样条优于20m样条．调查资料以及与大量历史资料对比分析显示珊瑚礁遭受严重破坏和衰退，活珊瑚覆盖率由1960年代的85％下降到2004年的20％，但仍然保持了较高生物多样性，仍然有较高的保护和管理价值．鹿回头珊瑚礁衰退的主要原因是人类活动影响，包括大规模采挖、破坏性捕捞、陆地泥沙和污染物影响、近期的海水养殖活动等．只有加强综合管理有可能使珊瑚礁生态系统恢复和改善．     

土壤碳酸盐是一个重要的大气CO2 汇吗?

风化碳汇概念被提出至今已有18 年(Berner, 1992). 而今, 我们可以用最新的数据对其地质含义进行重新评估. 近来, Ryskov 等人以碳同位素的分析数据为基础认为: 在过去5000 年干旱时期的成土过程中, 俄罗斯的土壤以土壤碳酸盐的形式将大气中的CO₂ 固定下来, 其中黑钙土的固碳速率为2.2 kg C m^-2 a^-1、深栗钙土为1.13 kg C m^-2 a^-1、浅栗钙土为0.86 kg C m^-2 a^-1. 然而, 他们对数据的解释却是间接而缺乏说服力的, 因此, 其观点很可能误导读者. Dart 等人则持有相反的观点, 他们的研究表明, 澳大利亚风化层碳酸盐形成并没有吸收任何额外的CO₂, 而仅是在库与库之间进行简单迁移的结果. 本文从以下两个问题对上述观点及其解释进行评述: (1) 土壤碳酸盐的成因: 硅酸盐风化和碳酸盐风化的比较; (2) 用碳同位素示踪土壤碳酸盐来源存在的问题. 得出的结论是: 土壤碳酸盐可能根本不是一个重要的大气CO₂ 汇, 也即是说, 碳酸盐风化成因的土壤碳酸盐没有吸收任何额外的CO₂; 另一方面, 由于硅酸盐风化过程相当缓慢, 其形成的土壤碳酸盐在短时间尺度内对大气CO₂ 汇的能力很弱.     

水体浑浊度对不同造礁石珊瑚种类共生虫黄藻的影响

以多孔鹿角珊瑚(Acropora millepora)、鼻形鹿角珊瑚(Acropora nasuta)、鹿角杯形珊瑚(Pocillopora damicornis)、丛生盔形珊瑚(Galaxea fascicularis)和澄黄滨珊瑚(Porites lutea)为材料,用不同浓度的灭活大肠杆菌液模拟不同梯度的水体浑浊度,研究了造礁石珊瑚共生虫黄藻对水体浑浊度变化的响应.结果表明,水体浑浊度对造礁石珊瑚共生虫黄藻光合效率和密度均有不同程度影响,且抑制作用随浑浊度的增加而加强;不同种类的造礁石珊瑚共生虫黄藻对水体浑浊度的耐受能力不同,块状的丛生盔形珊瑚和澄黄滨珊瑚的耐受能力较强,枝状的多孔鹿角珊瑚、鼻形鹿角珊瑚和鹿角杯形珊瑚的耐受能力相对较弱.     

南海珊瑚礁夏季是大气CO2的源

分别于2008 和2009 年夏季对南海南沙群岛永暑礁(环礁)、西沙群岛永兴岛(岛礁)和海南三 亚鹿回头岸礁进行了海-气CO₂ 交换的连续观测. 结果表明: (1) 南海珊瑚礁区表层海水和大气 _pCO₂ 存在明显的日周期变化, 白天下降, 晚上上升; (2) 不同礁区大气_pCO₂ 日变幅小, 而表层海水 _pCO₂ 日变幅较大, 永暑礁潟湖为~70 μmol mol^-1, 鹿回头及永兴岛礁坪分别为264~579 μmol mol^-1 和420~619 μmol mol^-1, 鹿回头礁外为324~492 μmol mol^-1; (3) 不同礁区海-气CO₂交换通量也有较 大差异, 永暑礁潟湖为0.4 mmol CO₂ m^-2 d^-1, 永兴岛礁坪为4.7 mmol CO₂ m^-2 d^-1, 鹿回头湾为9.8 mmol CO₂ m^-2 d^-1, 表明南海珊瑚礁在夏季是大气CO₂ 的源. 在水深较浅的礁坪, 生物代谢是海水 _pCO₂ 变化的主要驱动因素, 而较深的潟湖或礁外, 水动力条件和生物代谢共同作用影响海水_pCO₂ 的变化. 相对于大洋区, 无机碳代谢对珊瑚礁区海水_pCO₂ 的变化有更显著的影响.     

卫星遥感监测中国地区对流层二氧化碳时空变化特征分析

利用北半球5个地面本底站和飞机观测CO₂浓度对AIRS(atmospheric infrared sounder)反演得到的对流层中层CO₂产品进行验证, 结果显示AIRS反演结果与地面观测和飞机观测结果一致性较好, 月平均偏差小于3 ppmv, 可以用于分析研究对流层CO₂的时空分布特征. 利用AIRS 近6年观测数据(2003年1月~2008年12月)分析研究显示: 北半球是CO₂的高值区, 且呈逐年增长态势. 其中, 中国地区的年增长率约为2 ppmv, 与美国、欧洲、澳大利亚、印度等地区相当, 略低于加拿大和俄罗斯. 由于自然条件和工业布局的影响, 中国地区对流层CO₂总体呈现北高南低的分布规律, 在35°~45°N形成4个高值中心, 云南地区为CO₂低值分布区. 中国区域对流层CO₂季节变化特征显著, 高值出现在春季, 低值出现在秋季.     

南塔斯曼海800 ka以来的海水表层温度与亚热带锋迁移历史

南半球中纬度西风带的迁移控制着南大洋深层水通风, 从而驱动大气CO₂浓度的变化和全球气候变化. 作为西风带直接控制的锋面, 亚热带锋面(STF)的移动反映了西风带的迁移. 通过南塔斯曼海西部ODP1170站位高分辨率的底栖有孔虫氧同位素(δ¹⁸OB)地层和海水表层温度(SST), 及其他站位温度记录和南极冰芯中古气候参数的综合研究, 重建了800 ka以来STF的迁移历史, 以及其与南大洋通风性、冰盖体积大小和大气CO₂浓度之间的关系. 南塔斯曼海域800 ka以来的SST平均值为10.2℃, 低于该海域现代年均SST(12℃). 但MIS 1的平均SST最高, 达到11.6℃, 而MIS 4的平均SST最低, 为7.8℃. 最高SST出现在MIS 5, 为14.7℃; 最低的SST出现在MIS 2, 为6.2℃. 在冰期-间冰期旋回中, STF相对于其现代的位置, 向南或北迁移超过3个纬度. 在最暖的MIS 5, STF可能向南迁移到49°S以南; 在最冷的MIS 2, STF可能向北迁移到43°S以北. 在轨道周期上, 西风带的迁移领先于冰盖体积大小变化, 但与南极大气温度同步变化. 当太阳辐射同时影响南极大气和南大洋表层海水温度时, 南大洋SST变化导致STF和西风带迁移. 而STF和西风带的迁移又控制南大洋环流和深层水通风, 从而驱动大气CO₂浓度变化. 冰盖体积变化只是大气CO₂浓度变化的积极反馈, 而不是独立的驱动力.