百年尺度地球系統(tǒng)模式模擬的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量對CO2濃度升高和氣候變化的響應(yīng)

彭 靜, 丹 利

中國科學(xué)院大氣物理研究所, 中國科學(xué)院東亞區(qū)域氣候-環(huán)境重點實驗室, 北京 100029

百年尺度地球系統(tǒng)模式模擬的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量對CO2濃度升高和氣候變化的響應(yīng)

彭 靜, 丹 利*

中國科學(xué)院大氣物理研究所, 中國科學(xué)院東亞區(qū)域氣候-環(huán)境重點實驗室, 北京 100029

利用了加拿大地球系統(tǒng)模式CanESM2(Canadian Earth System Model of the CCCma)的結(jié)果,針對百年尺度大氣CO2濃度升高和氣候變化如何影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量這一問題,分析了1850—1989年間陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量趨勢對二者響應(yīng),以及與關(guān)鍵氣候系統(tǒng)變量的關(guān)系。結(jié)果表明,140年間,當(dāng)僅僅考慮CO2濃度升高影響時,陸地生態(tài)系統(tǒng)凈初級生產(chǎn)力(NPP)增加了117.1 gC m-2a-1,土壤呼吸(Rh)增加了98.4 gC m-2a-1,凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力(NEP)平均增加了18.7 gC m-2a-1。相同情景下,全球陸地生態(tài)系統(tǒng)的NPP呈顯著增加的線性趨勢(約為0.30 PgC/a2), Rh同樣呈顯著增加線性趨勢(約為0.25 PgC/a2)。僅僅考慮氣候變化單獨影響時,NPP平均減少了19.3 gC/m2,土壤呼吸減少了8.5 gC/m2,NEP減少了10.8 gC/m2。在此情景下,整個陸地生態(tài)系統(tǒng)的NPP線性變化趨勢約為-0.07 PgC/a2(P<0.05),Rh線性變化趨勢約為-0.04 PgC/a2(P<0.05)。綜合二者的影響,前者是決定陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量變化幅度和空間分布的最重要影響因子,其影響明顯大于氣候變化。值得注意的是,CanESM2并沒有考慮氮素的限制作用,所以CO2濃度升高對植被的助長作用可能被高估。此外,氣候變化的貢獻也不容忽視,特別是在亞馬遜流域,由于當(dāng)溫度升高、降水和土壤濕度減少,NPP和Rh均呈顯著減少趨勢。

耦合模式；CO2生理效應(yīng)；凈初級生產(chǎn)力(NPP)；土壤呼吸(Rh)；凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力(NEP)；溫度；降水；土壤濕度

近100年來大氣中CO2濃度顯著上升,其變化速率超過過去42萬年前任何時候的CO2濃度的增加速率[1]。這種變化直接影響植被光合過程,改變局地甚至全球碳循環(huán)的時空格局[2- 5]。一方面,改變了陸-氣間中CO2通量交換[3]；一方面,促進了植被光合作用[6],引起了陸-氣間碳交換和碳儲量的改變[7-9]。例如,CO2濃度增加使得氣孔阻力增大,植被葉片氣孔不同程度的關(guān)閉[10],引起了植被蒸騰速率降低[11-12],光合速率顯著提高[4],這一變化直接改變了植被的碳儲量。另一方面,作為最重要的溫室氣體,大氣中CO2濃度通過擾動地球輻射平衡(被量化為輻射強迫)[13],而引起溫度、降水、云量、風(fēng)速和相對濕度等氣候因子的變化[14-17]。這些氣候因子反過來又會改變陸地-大氣之間的碳交換和碳通量[5,7,18-19]。IPCC第四次評估報告[20]明確指出,大氣中CO2濃度正以1.2—1.8 μL L-1a-1的速度增長,21 世紀(jì)末可能會增加到540—970 μL/L。因此,有必要考慮未來氣候變化中CO2濃度快速增加時,陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量響應(yīng)的大小和分布格局。

人類活動引起的CO2濃度上升對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的影響可歸納為兩個主要方面:(1)輻射強迫引起的氣候擾動產(chǎn)生的間接作用；(2) 植被引起的生理強迫產(chǎn)生的直接作用。例如通過影響葉片氣孔影響陸地-大氣間CO2交換[21]。由于全球和區(qū)域尺度的陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣相互作用的復(fù)雜性,采用模型輸出結(jié)果與相關(guān)氣候和生態(tài)資料進行對比分析也是目前常用的一種手段,如Dan等, Piao等, Beer等和Randerson等[18,22-25]。Arora等的研究表明,加拿大地球系統(tǒng)模式CanESM2(Canadian Earth System Model of the CCCma)在全球和區(qū)域尺度碳循環(huán)變量結(jié)果合理,其中凈初級生產(chǎn)力(NPP)空間格局和大小均有很好的表現(xiàn)。Arora 和Boer使用人為CO2排放量和土地覆蓋數(shù)據(jù)為外強迫驅(qū)動氣候系統(tǒng)模式CanESM2,分析了陸地生態(tài)系統(tǒng)碳儲量的年際變化和空間分布特征[26]。國際耦合模式比較計劃(CMIP5, Coupled Model Inter-comparison Project)中的多數(shù)模式也能用于模擬生態(tài)系統(tǒng)碳通量,如基于我國的Flexible Global Ocean-Atmosphere-Land System model (FGOALS) 耦合模式分析了凈初級生產(chǎn)力(NPP)和凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力(NEP)對大氣CO2濃度變化的時空響應(yīng)[27]。

目前,我國關(guān)于氣候與全球碳循環(huán)相互作用的研究多為offline下模擬結(jié)果。百年尺度CO2濃度升高情景下,地球系統(tǒng)的物理、化學(xué)和生物等不同過程相互作用中,氣候與碳的作用機制的研究仍存在較大的不確定性和時空差異[28]。陸地生態(tài)系碳通量動態(tài)趨勢變化是碳循環(huán)研究的重要內(nèi)容之一,這是因為它是陸地生態(tài)系統(tǒng)對全球變化的最直接體現(xiàn),并且會對氣候產(chǎn)生反饋作用。本文利用地球系統(tǒng)模式(Earth System Model, ESM) CanESM2,研究氣候和碳循環(huán)過程的反饋,用指定的大氣CO2濃度強迫ESM。這有別于以往的大氣環(huán)流模式與動態(tài)植被模型的耦合的CO2倍增試驗[29]。這是由于ESM中引入了生物地球化學(xué)循環(huán)過程,以便在全球范圍研究碳收支、碳通量和生態(tài)系統(tǒng)功能的變化,定量評估氣候和生物地球化學(xué)循環(huán)的反饋[30]。因此,本文從全球和區(qū)域角度,利用地球系統(tǒng)模式CanESM2結(jié)果,分析大氣中CO2濃度升高和氣候變化對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量趨勢大小和空間格局的影響。

1 研究區(qū)域和數(shù)據(jù)來源

1.1 研究區(qū)域

為了分析區(qū)域的響應(yīng)特征,Giorgi和Francisco根據(jù)氣候條件和地理環(huán)境相近的原則,將全球陸地生態(tài)系統(tǒng)劃分為21個區(qū)域,其中去掉南極洲和80°N以北的區(qū)域[31-33](圖 1和表1)。這種方法簡單、易操作,目前已經(jīng)被廣泛的應(yīng)用于基于氣候系統(tǒng)模式結(jié)果的區(qū)域的劃分和特征分析中。利用了這種方法,從區(qū)域角度分別探討陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量對大氣中CO2濃度升高和氣候變化兩個過程的響應(yīng)特征。

表1 全球陸地生態(tài)系統(tǒng)分區(qū)

圖1 21個區(qū)域空間分布Fig.1 Spatial distribution maps of 21 regions

1.2 數(shù)據(jù)和試驗

為了定量評估大氣中CO2濃度升高和氣候變化對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的影響,選擇了由多模式比較計劃(CMIP5)釋放的CanESM2模式結(jié)果(http://pcmdi3.llnl.gov/esgcet/home.htm)[34]。CanESM2產(chǎn)品是CMIP5最早釋放的完整耦合了碳循環(huán)過程的氣候系統(tǒng)模式產(chǎn)品,是由加拿大氣候模擬和分析中心設(shè)計的碳-氣候耦合地球系統(tǒng)模式的輸出結(jié)果。在這個模式里,設(shè)計者充分考慮了陸地-大氣-海洋-陸冰-海冰的相互作用過程。模式不僅包括了比較完善的生物物理過程,而且引入了生物地球化學(xué)過程,可以定量模擬整個陸地生態(tài)系統(tǒng)和大氣圈之間的碳通量交換。模式資料的分辨率為2.185°(緯度)×2.185°(經(jīng)度)。采用的數(shù)據(jù)是模式在達到穩(wěn)定平衡后又運行140a的模式結(jié)果。其中,陸面模式CTEM被耦合到加拿大氣候模式(CCM)的陸面方案(CLASS)中。從植被功能型(PFTs)的角度,根據(jù)氣候關(guān)系模式包括了9種PFTs,具體為常綠針葉林、落葉針葉林、常綠闊葉林、寒帶落葉闊葉林、耐旱落葉闊葉林、C3作物、C4作物、C3草本和C4草本。模型還包括了完整的碳循環(huán)過程,碳庫主要分配在植物葉片、莖、根、凋落物和土壤中[2]。CanESM2并沒有考慮土地利用和地表覆蓋的變化對碳吸收和釋放的作用,即模式忽略了二者變化對植被物理和生物化學(xué)過程的影響[3]。

所涉及的試驗包括CMIP5所設(shè)計的1組核心試驗(M1)和2組外圍試驗(M2和M3), 試驗積分140a。在完全耦合試驗M1中,大氣中CO2濃度從工業(yè)革命前水平,以1%的速率增至4倍水平,CO2輻射強迫和生物地球化學(xué)強迫計算對應(yīng)于CO2濃度的變化,在這組試驗中,同時考慮了CO2濃度升高和氣候變化的共同影響。在試驗M2中,雖然大氣中CO2濃度以同樣的速率保持增加,大氣模塊中的輻射強迫的計算對應(yīng)于工業(yè)革命前的CO2濃度水平,相比較,生物地球化學(xué)模塊的計算則對應(yīng)于大氣CO2濃度的變化,這組試驗只考慮了CO2濃度升高對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的影響,而忽略了氣候變化的影響。在試驗M3中,大氣CO2濃度以同樣地速率保持增長,但生物地球化學(xué)模塊的計算固定為工業(yè)革命前大氣CO2濃度水平,CO2輻射強迫計算則對應(yīng)于大氣中CO2濃度從工業(yè)革命前水平以1%的速率增至4倍水平?；谏鲜?組試驗結(jié)果,分析大氣中CO2濃度升高和氣候變化對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的趨勢大小和分布格局的影響。

2 結(jié)果與分析

2.1 陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的年際變化

圖2 1850—1989年間陸地生態(tài)系統(tǒng)平均凈初級生產(chǎn)力變化 Fig.2 Annual averaged changes in net primary production (NPP) of terrestrial ecosystems during the period from 1850—1989試驗M1表征CO2輻射強迫和生物地球化學(xué)強迫共同的影響；試驗M2表征僅僅考慮大氣中CO2生物化學(xué)強迫的影響；試驗M3表征僅僅考慮大氣CO2濃度輻射強迫的影響

在1850—1989年的140年間,大氣中CO2濃度升高背景下試驗M2結(jié)果表明：陸地生態(tài)系統(tǒng)年平均凈初級生產(chǎn)力(NPP)呈顯著上升趨勢(P<0.01),NPP增加了117.1 gCm-2a-1(圖2),整個陸地生態(tài)系統(tǒng)NPP線性趨勢約為0.30 PgC/a2(P<0.05)。但試驗M3中,當(dāng)僅僅考慮氣候變化的影響,NPP呈減少的趨勢,其顯著水平達到了5%,全球陸地生態(tài)系統(tǒng)的NPP線性變化趨勢約為-0.07 PgC/a2(P<0.05)。在試驗M1中,同時考慮了CO2濃度升高和氣候變化的影響,NPP上升趨勢表現(xiàn)顯著。綜合比較,當(dāng)僅僅考慮CO2濃度升高時碳循環(huán)反饋(試驗M2)時,凈初級生產(chǎn)力(NPP)趨勢與同時考慮CO2濃度升高和氣候變化的共同影響(試驗M3)的結(jié)果相接近。這是由于大氣中CO2升高產(chǎn)生植被生理強迫對NPP增加的貢獻明顯大于氣候變化的影響,是NPP增加的主要驅(qū)動因子。這一結(jié)論得到已有研究的印證,例如Arora等[3]和Piao等[18]結(jié)果均表明在全球尺度上大氣中CO2濃度升高對NPP的影響要明顯大于氣候變化的影響。

相比較,由于大氣中CO2濃度升高,陸地生態(tài)系統(tǒng)年平均土壤呼吸(Rh)同樣上升趨勢顯著(P<0.001),以0.70 gC m-2a-2的速度增加(圖3),全球Rh線性趨勢約為0.25 PgC/a2。這表明,植被生物量的增加使得輸入到土壤中的有機碳增加,進而引起土壤呼吸的增加。此外,由于氣候變化的影響(試驗M3),陸地生態(tài)系統(tǒng)年平均Rh呈減少趨勢(P<0.05),平均每年變化速度為-0.06 gC m-2a-2,整個陸地生態(tài)系統(tǒng)Rh總線性趨勢約為-0.04 PgC/a2。這種減少是由不同區(qū)域共同作用的結(jié)果。溫度上升對不同區(qū)域Rh的影響不盡相同(圖6)：對北半球中高緯度地區(qū),溫度升高,微生物活性增加,土壤有機碳在土壤駐留時間縮短,Rh呈增加趨勢；對于低緯度地區(qū),微生物活性和有機碳在土壤中駐留時間對溫度并不敏感[17],Rh呈減少趨勢。這些區(qū)域的Rh的減少超過了北半球中高緯度地區(qū)Rh的增加,進而引起了全球平均Rh的減少。當(dāng)同時考慮到大氣CO2濃度和氣候變化共同貢獻時,Rh上升趨勢顯著(P<0.01),平均每年變化速率0.75 g C m-2a-1。

陸地生態(tài)系統(tǒng)NEP的趨勢并不像NPP和Rh那樣明顯,當(dāng)僅僅考慮CO2濃度變化時,NEP呈上升趨勢,年平均增加速度為0.13 gC m-2a-2,全球陸地生態(tài)系統(tǒng)NEP總的線性趨勢約為0.04 PgC/a2。當(dāng)僅僅考慮到氣候變化影響時,NEP呈減少趨勢,變化速率為-0.08 gC m-2a-2,NEP線性趨勢約為-0.02 PgC/a2。當(dāng)同時考慮二者共同影響時,NEP的趨勢不明顯,變化速率為0.08 g C m-2a-2,全球陸地生態(tài)系統(tǒng)的NEP線性趨勢約為0.02 PgC/a2(圖4)。

圖3 1850—1989年間陸地生態(tài)系統(tǒng)平均土壤呼吸變化 Fig.3 Annual averaged changes in soil respiration (Rh) of terrestrial ecosystems during the period from 1850—1989

圖4 1850—1989年間陸地生態(tài)系統(tǒng)平均凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力變化Fig.4 Annual averaged changes in net ecosystem production (NEP) of terrestrial ecosystems during the period from 1850—1989

2.2 陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量空間變化趨勢

2.2.1 NPP空間分布

1850—1989年間,當(dāng)僅僅考慮大氣中CO2濃度變化的影響時,陸地生態(tài)系統(tǒng)絕大部分區(qū)域NPP呈顯著上升趨勢。大氣中CO2濃度增加對植被的助長作用使得全球平均線性增加趨勢為0.8 gC m-2a-2(P<0.05) (圖5),這與Piao等的結(jié)果相近(1.6 gC m-2a-2)。大氣中CO2濃度升高產(chǎn)生生理強迫引起NPP顯著增加的觀點已被所印證[35-36]。北美洲東部、南非、西非、南亞和東南亞等地區(qū)增幅較大,增加的速率超過了3.4 gC m-2a-1(P<0.05),而格陵蘭島、撒哈拉沙漠和青藏高原等植被稀少區(qū)域增幅較小,變化速率不足0.1 gC m-2a-1。另一方面,NPP的變化趨勢在阿拉斯加呈負值,即表明該區(qū)域的NPP呈減少趨勢。

圖5 凈初級生產(chǎn)力變化趨勢空間分布(a—c)；(d—f)通過5%顯著水平Fig.5 Spatial distribution of the trend in NPP (a—c); The trends in the (d—f) have been filtered for significance at the 0.05 level

1850—1989年間,不同區(qū)域的NPP對單獨的氣候變化的響應(yīng)方式和強度存在明顯的空間差異。在南半球和中低緯度地區(qū)絕大區(qū)域,其中包括亞馬遜流域、西非、東南亞和中美洲等區(qū)域,由于氣候變化的影響,NPP顯著減少,其中,亞馬遜流域減少速率明顯快于其它區(qū)域,表明在溫度相對較高區(qū)域的增暖增加了這些區(qū)域向大氣中釋放更多碳的風(fēng)險。在此期間,北半球中高緯度地區(qū),例如北美洲西部、北美洲東部、格陵蘭島、歐洲北部、東亞、北亞和阿拉斯加等區(qū)域,NPP增加趨勢顯著。另外在海拔相對較高的區(qū)域,例如青藏高原,NPP也呈顯著的增加趨勢(P<0.05),變化速率為0.03 gC m-2a-1。根據(jù)Christidis et al的研究成果[37],溫度限制區(qū)域例如北半球中高緯度和高海拔區(qū)域,溫度升高可延長植被生長季[38],增強植被光合速率,增加植被有機物累積[39]。

此外,同時考慮CO2濃度和氣候共同影響時,南非、北美洲東部、南亞、東亞和東南亞等區(qū)域的NPP值呈顯著的增加趨勢,增加速率超過了2.90 gC m-2a-1(P<0.01)。我國的東部、北部NPP同樣增加顯著(P<0.05)。在亞馬遜流域,NPP值呈顯著減少的趨勢(-1.8 gC m-2a-2)。

2.2.2 Rh空間分布

由圖7可知,140年間,試驗M2結(jié)果表明：陸地生態(tài)系統(tǒng)絕大部分區(qū)域土壤呼吸(Rh)呈增加趨勢,這種變化與NPP一致,植被活動增強有利于Rh增加。相應(yīng)的140年間,由于氣候變化的影響(試驗M3),陸地生態(tài)系統(tǒng)Rh呈現(xiàn)顯著的空間差異(圖6)。北半球中高緯度和高海拔地區(qū),由于氣候變化影響,Rh為增加趨勢,其中北美洲東部、北歐、阿拉斯加、北亞和東亞等區(qū)域,Rh值呈顯著的增加趨勢。在這些區(qū)域,Rh變化速率明顯快于NPP的變化速率。有研究表明，溫度生個引起了北半球高緯度和高海拔地區(qū)凍土融化和面積減少[40],造成了原先被凍結(jié)的碳重新被微生物呼吸利用[41],導(dǎo)致了土壤呼吸顯著增強。與之相比較,亞馬遜流域、中美洲、西非和南亞等區(qū)域Rh值呈顯著減少的趨勢(P<0.05)。當(dāng)同時考慮二者的共同影響時(試驗M1),北半球中高緯度地區(qū)響應(yīng)方式與僅考慮大氣中CO2變化和僅考慮氣候變化影響方式一致,其中Rh增加趨勢在東南亞、北美洲的東部、南非和東亞等區(qū)域最為顯著,而在低緯度地區(qū)例如亞馬遜區(qū)域,Rh變化趨勢呈負值(-1.6 gC m-2a-2)。

圖6 土壤呼吸變化趨勢空間分布(a—c)；(d—f)通過5%顯著水平檢驗Fig.6 Spatial distribution of the trend in Rh (a—c); The trends in the (d—f) have been filtered for significance at the 0.05 level

2.2.3 NEP空間分布

陸地生態(tài)系統(tǒng)的凈生產(chǎn)力(NEP)可以表征為生態(tài)系統(tǒng)凈初級生產(chǎn)力(NPP)和土壤呼吸(Rh)差值,其變化的強度明顯弱于NPP和Rh的變化強度。當(dāng)僅僅考慮大氣中CO2濃度變化時,陸地生態(tài)系統(tǒng)絕大部分區(qū)域NEP呈增加趨勢(圖7),其中西非、東亞和亞歐大陸部分區(qū)域最為顯著,顯著水平達到5%,顯著減少區(qū)域主要分布在美國的阿拉斯加。絕大部分區(qū)域NEP同樣對氣候變化響應(yīng)強度和方式較NPP和Rh不明顯。當(dāng)同時考慮二者共同影響時,北半球中高緯度和高海拔地區(qū)NEP呈增加趨勢,其中顯著增加區(qū)域主要分布在北亞的我國東北部,而低緯度地區(qū)NEP呈減少趨勢,絕大部分區(qū)域未達到5%顯著水平。

圖7 凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力變化趨勢空間分布(a—c)；(d—f)通過5%顯著水平檢驗Fig.7 Spatial distribution of the trend in NEP (a—c); The trends in the (d—f) have been filtered for significance at the 0.05 level

2.3 影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的驅(qū)動力分析

大氣CO2濃度變化是影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量時間變化和空間分布的最重要的原因之一。已有研究表明,CO2的生理強迫能顯著影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)[42-43]。這種影響主要表現(xiàn)在對植被的助長作用。一方面,大氣中CO2濃度升高提高了植被水分利用效率[44],另一方面,能直接增強光合作用,促進植被生長。模式結(jié)果表明,CO2的生理強迫對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量時空格局的影響顯著大于CO2輻射強迫的影響。值得注意得是,本研究中并沒有考慮氮素限制作用,CO2助長作用有可能被高估[45]。

陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量的變化與氣候系統(tǒng)關(guān)系密切。盡管能量通量(例如,凈輻射通量)對陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量有重要的影響,為了簡化問題,選擇了3個最基本的氣候系統(tǒng)變量(氣溫、降水和土壤濕度),分別分析了陸地生態(tài)系統(tǒng)NEP與以上3個氣候系統(tǒng)變量的關(guān)系(表2)。1850—1989年間陸地生態(tài)系統(tǒng)溫度呈顯著增加趨勢(P<0.001),溫升速率為0.32 ℃/10a-1。降水呈顯著增加趨勢,變化速率為0.37 mm/a2,土壤濕度平均變化速率為0.29 kg m-210a-1(P<0.01)(M3試驗)。有研究表明,全球增暖,一方面,導(dǎo)致北半球中高緯度和高海拔地區(qū)生長季延長；另一方面,引起生長季植被生長加速[46-47]。方精云發(fā)現(xiàn)近年中國區(qū)域的植被活動在增強[48]。這些研究結(jié)果進一步印證了全球增暖促進溫度受限區(qū)域的NPP和Rh增加。由于溫度升高引起的Rh變化速率快于NPP變化速率,這些區(qū)域的NEP呈減少趨勢,模式均模擬出NEP對Rh的響應(yīng)。

低緯度地區(qū),特別是亞馬遜流域,其降水和土壤濕度變化對該區(qū)域碳通量影響顯著。140年間,亞馬遜流域年平均溫度顯著升高,降水減少(約為1.7mm/a,P<0.05),而土壤濕度也呈減少趨勢(P<0.05),年平均變化速率約為-0.15 kg m-2a-1(M3試驗)。這表明該區(qū)域溫度顯著升高,降水和土壤濕度則顯著減少,該區(qū)域的干旱風(fēng)險加劇。干旱導(dǎo)致了NPP顯著減少[32],進而碳存儲量呈減少變化。已有研究結(jié)果均支持了這一觀點：亞馬遜流域干旱導(dǎo)致植被生長受到限制,導(dǎo)致了該區(qū)域碳存儲量減少[43,49]。

表2 不同區(qū)域的凈生態(tài)系統(tǒng)生產(chǎn)力分別與土壤濕度、降水、溫度的相關(guān)系數(shù)

3 結(jié)論

(1)大氣中CO2濃度升高引起陸地生態(tài)系統(tǒng)NPP和Rh的顯著增加,NEP呈增加趨勢,但多數(shù)區(qū)域沒有通過5%顯著水平檢驗。近140年陸地生態(tài)系統(tǒng)NPP和Rh年分別增加了117.1 gC m-2a-1和98.4 gC m-2a-1,顯著水平均達到了5%。這是由于CO2生理強迫導(dǎo)致了植被活動增強,引起了NPP顯著增加,由于輸入到土壤中有機碳的增加,Rh也呈顯著增加趨勢,說明CO2升高引起的生理強迫對全球碳通量的影響明顯大于CO2輻射強迫的影響。

(2)NPP對氣候變化的響應(yīng)有顯著的空間非均一性。在低緯度地區(qū)和南半球,NPP呈減少趨勢。而在北半球的中高緯度地區(qū),NPP呈增加趨勢,這是由于全球變暖,生長季延長,植被活動增強所致。Rh對氣候變化響應(yīng)與NPP一致,其中北半球高緯度地區(qū)的Rh響應(yīng)強度大于NPP。

(3) 當(dāng)同時考慮大氣CO2濃度升高和氣候變化的共同影響時,亞馬遜流域NPP和Rh均呈顯著減少趨勢(P<0.05),其平均變化趨勢分別為-1.8 gC m-2a-2和-1.6 gC m-2a-2。NEP也呈減少趨勢,但絕大部分區(qū)域并未達到5%顯著水平。亞馬遜流域NEP的變化與溫度、降水和土壤濕度關(guān)系密切,其中與土壤濕度的關(guān)系最為密切,這表明干旱是影響亞馬遜流域NEP變化的最重要驅(qū)動因子。

(4) 盡管本文僅基于CanEsm2單個模式數(shù)據(jù),仍可為百年尺度CO2濃度升高和氣候變化作用機制的研究提供借鑒;陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量動態(tài)變化是多因子共同作用、多尺度重疊的過程。此外,本文未分析能量通量對碳通量的影響,也未考慮土地利用方式和氣溶膠均等因素的影響。

[1] 樸世龍, 方精云, 黃耀. 中國陸地生態(tài)系統(tǒng)碳收支. 中國基礎(chǔ)科學(xué), 2010, 12(2): 20- 22.

[2] Arora V K, Boer G J, Christian J R, Curry C L, Denman K L, Zahariev K, Flato G M, Scinocca J F, Merryfield W J, Lee W G. The effect of terrestrial photosynthesis down regulation on the twentieth-century carbon budget simulated with the CCCma earth system model. Journal of Climate, 2009, 22(22): 6066- 6088.

[3] Arora V K, Boer G J, Friedlingstein P, Eby M, Jones C D, Christian J R, Bonan G, Bopp L, Brovkin V, Cadule P, Hajima T, Ilyina T, Lindsay K, Tjiputra J F, Wu T W. Carbon-concentration and carbon-climate feedbacks in CMIP5 Earth system models. Journal of Climate, 2013, 26(15): 5289- 5314.

[4] Cox P M, Pearson D, Booth B B, Friedlingstein P, Huntingford C, JonesC D, Luke C M. Sensitivity of tropical carbon to climate change constrained by carbon dioxide variability. Nature, 2013, 494(7437): 341- 344.

[5] Cramer W, Bondeau A, Woodward F I, Prentice I C, Betts R A, Brovkin V, Cox P M, Fisher V, Foley J A, Friend A D, Kucharik C, Lomas M R, Ramankutty N, Sitch1 S, Smith B, White A, Young-Molling C. Global response of terrestrial ecosystem structure and function to CO2and climate change: results from six dynamic global vegetation models. Global Change Biology, 2001, 7(4): 357- 373.

[6] 王建林, 溫學(xué)發(fā), 趙風(fēng)華, 房全孝, 楊新民. CO2濃度倍增對8種作物葉片光合作用, 蒸騰作用和水分利用效率的影響. 植物生態(tài)學(xué)報, 2012, 36(5): 438- 446.

[7] Friedlingstein P, Cox P, Betts R, Bopp L, Von Bloh W, Brovkin V, Cadule P, Doney S, Eby M, Fung I, Bala G, John J, Jones C, Joos F, Kato T, Kawamiya M, Knorr W, Lindsay K, Matthews H D, Raddatz T, Rayner P, Reick C, Roeckner E, Schnitzler K G, Schnur R, Strassmann K, Weaver A J, Yoshikawa C, Zeng N. Climate-carbon cycle feedback analysis: Results from the C4MIP model intercomparison. Journal of Climate, 2006, 19(14): 3337- 3353.

[8] Friedlingstein P, Fung I, Holland E, John J, Brasseur G, Erickson D, Schimel D. On the contribution of CO2fertilization to the missing biospheric sink. Global Biogeochemical Cycles, 1995, 9(4): 541- 556.

[9] Piao S, Sitch S, Ciais P, Friedlingstein P, Peylin P, Wang X., Ahlstr?m A, Anav A, Canadell JG, Cong N Evaluation of terrestrial carbon cycle models for their response to climate variability and to CO2trends. Global Change Biology, 2013, 19, 2117-2132, doi: 10.1111/gcb.12187.

[10] 左聞韻, 賀金生, 韓梅, 吉成均, 方精云. 植物氣孔對大氣CO2濃度和溫度升高的反應(yīng)--基于在 CO2濃度和溫度梯度中生長的 10 種植物的觀測. 生態(tài)學(xué)報, 2012, 25(3): 565- 574.

[11] Betts R A, Boucher O, Collins M, Cox P M, Falloon P D, Gedney N, Hemming D L, Huntingford C, Jones C D, Sexton D M H, Webb M J. Projected increase in continental runoff due to plant responses to increasing carbon dioxide. Nature, 2007, 448(7157): 1037- 1041.

[12] Barton CV, Duursma RA, Medlyn BE, Ellsworth DS, Eamus D, Tissue DT, Adams MA, Conroy J, Crous KY, Liberloo M. Effects of elevated atmospheric [CO2] on instantaneous transpiration efficiency at leaf and canopy scales in Eucalyptus saligna. Global Change Biology, 2012, 18, 585- 595.

[13] Solomon S, Plattner G K, Knutti R, Friedlingstein P. Irreversible climate change due to carbon dioxide emissions. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2009, 106(6): 1704- 1709.

[14] Adler R F, Gu G J, Wang J J, Huffman G J, Curtis S, Bolvin D. Relationships between global precipitation and surface temperature on interannual and longer timescales(1979- 2006). Journal of Geophysical Research: Atmospheres (1984- 2012), 2008, 113(D22): 27, doi: 10.1029/2008JD010536.

[15] Andrews T. Forcing and response in simulated 20th and 21st century surface energy and precipitation trends. Journal of Geophysical Research (1984- 2012), 2009, 114(D17), doi: 10.1029/2009JD011749.

[16] Andrews T, Doutriaux-Boucher M, Boucher O, Forster P M. A regional and global analysis of carbon dioxide physiological forcing and its impact on climate. Climate Dynamics, 2011, 36(3/4): 783- 792.

[17] Gillett N P, Arora V K, Zickfeld K, Marshall S J, Merryfield W J. Ongoing climate change following a complete cessation of carbon dioxide emissions. Nature Geoscience, 2011, 4(2): 83- 87.

[18] Piao S L, Ciais P, Friedlingstein P, de Noblet-Ducoudré N, Cadule P, Viovy N, Wang T. Spatiotemporal patterns of terrestrial carbon cycle during the 20th century. Global Biogeochemical Cycles, 2009, 23(4), doi: 10.1029/2008GB003339.

[19] Sitch S, Huntingford C, Gedney N, Levy P, Lomas M, Piao S L, Betts R, Ciais P, Cox P, Friedlingstein P, Jones C D, Prentice I C, Woodward F I. Evaluation of the terrestrial carbon cycle, future plant geography and climate-carbon cycle feedbacks using five Dynamic Global Vegetation Models(DGVMs). Global Change Biology, 2008, 14(9): 2015- 2039.

[20] IPCC. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Cambridge University Press, 2007.

[21] 王建林, 溫學(xué)發(fā). 氣孔導(dǎo)度對 CO2濃度變化的模擬及其生理機制. 生態(tài)學(xué)報, 2010, 30(17): 4815- 4820.

[22] Li D, Ji J J. The surface energy, water, carbon flux and their intercorrelated seasonality in a global climate-vegetation coupled model. Tellus B, 2007, 59(3): 425- 538.

[23] Piao S, Ciais P, Lomas M, Beer C, Liu H, Fang J, Friedlingstein P, Huang Y, Muraoka H, Son YH, Woodward I Contribution of climate change and rising CO2to terrestrial carbon balance in East Asia: a multi-model analysis. Global and Planetary Change, 2011, 75(3): 133- 142.

[24] Beer C, Reichstein M, Tomelleri E, Ciais P, Jung M, Carvalhais N, R?denbeck C, Arain M A, Baldocchi D, Bonan G B, Bondeau A, Cescatti A, Lasslop G, Lindroth A, Lomas M, Luyssaert S, Margolis H, Oleson K W, Roupsard O, Veenendaal E, Viovy N, Williams C, Woodward F I, Papale D. Terrestrial gross carbon dioxide uptake: global distribution and covariation with climate. Science, 2010, 329(5993): 834- 838.

[25] Randerson J T, Hoffman F M, Thornton P E, Mahowald N M, Lindsay K, LEE Y H, Nevison C D, Doney S C, Bonan G, St?ckli R, Covey C, Running S W, Fung I Y. Systematic assessment of terrestrial biogeochemistry in coupled climate-carbon models. Global Change Biology, 2009, 15(10): 2462- 2484.

[26] Arora V K, Boer G J. Uncertainties in the 20th century carbon budget associated with land use change. Global Change Biology, 2010, 16(12): 3327- 3348.

[27] Zhou T J, Yu Y Q, Liu Y M, Wang B. Flexible global ocean-atmosphere-land system model: a modeling tool for the climate change research community//Springer Earth System Sciences. Springer, 2014.

[28] Trumbore S. Carbon respired by terrestrial ecosystems-recent progress and challenges. Global Change Biology, 2006, 12(2): 141- 153.

[29] Jeong S J, Ho C H, Park T E, Kim J, Levis S. Impact of vegetation feedback on the temperature and its diurnal range over the Northern Hemisphere during summer in a 2× CO2climate. Climate Dynamics, 2011, 37(3/4): 821- 833.

[30] Ciais P, Sabine C, Bala G, Bopp L, BrovkinV, Canadell J, Chhabra A, DeFries R, Galloway J, Heimann M, Jones C, Le Quéré C, Myneni R B, Piao S, Thornton P. Carbon and other biogeochemical cycles//Stocker T F, Qin D, Plattner G K, Tignor M, Allen S K, Boschung J, Nauels A, Xia Y, Bex V, Midgley P M. Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA: Cambridge University Press, 2013.

[31] Peng J, Dan L, Dong W. Estimate of extended long-term LAI data set derived from AVHRR and MODIS based on the correlations between LAI and key variables of the climate system from 1982 to 2009. International Journal of Remote Sensing, 2013, 34(21): 7761- 7778.

[32] Peng J, Dong W, Yuan W, Chou J, Zhang Y, Li J. Effects of increased CO2on land water balance from 1850 to 1989. Theoretical and Applied Climatology, 2013, 111(3/4): 483- 495.

[33] Giorgi F, Francisco R. Uncertainties in regional climate change prediction: a regional analysis of ensemble simulations with the HADCM2 coupled AOGCM. Climate Dynamics, 2000, 16(2/3): 169- 182.

[34] Taylor K E, Stouffer R J, Meehl G A. An overview of CMIP5 and the experiment design. Bulletin of the American Meteorological Society, 2012, 93(4): 485- 498.

[35] 朱文泉, 潘耀忠, 陽小瓊, 宋國寶. 氣候變化對中國陸地植被凈初級生產(chǎn)力的影響分析. 科學(xué)通報, 2007, 52(21): 2535- 2541.

[36] 樸世龍, 方精云,郭慶華. 1982- 1999年我國植被凈第一性生產(chǎn)力及其時空變化. 北京大學(xué)學(xué)報, 2001, 37(4): 563- 569.

[37] Christidis N, Stott P A, Brown S, Karoly D J, Caesar J. Human contribution to the lengthening of the growing season during 1950- 1999. Journal of Climate, 2007, 20(21): 5441- 5454.

[38] 陳效逑, 亓孝然, 阿杉, 徐琳. 我國東部北亞熱帶植物群落季相的時空變化. 生態(tài)學(xué)報, 2011, 31(13): 3559- 3568.

[39] 張娜, 于貴瑞, 于振良, 趙士洞. 基于景觀尺度過程模型的長白山凈初級生產(chǎn)力空間分布影響因素分析. 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報, 2003, 14(5): 659- 664.

[40] 張廷軍, 晉銳, 高峰. 凍土遙感研究進展: 被動微波遙感. 地球科學(xué)進展, 2009, 24(10): 1073- 1083.

[41] 楊思忠, 金會軍. 凍融作用對凍土區(qū)微生物生理和生態(tài)的影響. 生態(tài)學(xué)報, 2008, 28(10): 5065- 5074.

[42] Heimann M, Reichstein M. Terrestrial ecosystem carbon dynamics and climate feedbacks. Nature, 2008, 451(7176): 289- 292.

[43] Zhao M, Running S W. Drought-induced reduction in global terrestrial net primary production from 2000 through 2009. Science, 2010, 329(5994): 940- 943.

[44] 胡中民, 于貴瑞, 王秋鳳, 趙風(fēng)華. 生態(tài)系統(tǒng)水分利用效率研究進展. 生態(tài)學(xué)報, 2009, 29(3): 1498- 1507.

[45] 馬立祥, 趙甍, 毛子軍, 劉林馨, 趙溪竹. 不同氮素水平下增溫及[CO2]升高綜合作用對蒙古櫟幼苗生物量及其分配的影響. 植物生態(tài)學(xué)報, 2010, 34(3): 279- 288.

[46] 于貴瑞, 方華軍, 伏玉玲, 王秋鳳. 區(qū)域尺度陸地生態(tài)系統(tǒng)碳收支及其循環(huán)過程研究進展. 生態(tài)學(xué)報, 2011, 31(19): 5449- 5459.

[47] 趙國帥, 王軍邦, 范文義,應(yīng)天玉. 2000—2008 年中國東北地區(qū)植被凈初級生產(chǎn)力的模擬及季節(jié)變化. 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報, 2011, 22(3): 621- 630.

[48] 方精云, 樸世龍, 賀金生, 馬文紅. 近20年來中國植被活動在增強. 中國科學(xué), 2003, 33(6): 554- 567.

[49] Phillips O L, Arag?o L E O C, Lewis S L, Fisher J B, Lloyd J, López-González G, Malhi Y, Monteagudo A, Peacock J, Quesada C A, van der Heijden G, Almeida S, Amaral I, Arroyo L, Aymard G, Baker T R, Bánki O, Blanc L, Bonal D, Brando P, Chave J, de OliveiraC A, Cardozo N D, Czimczik C I, Feldpausch T R, Freitas M A, Gloor E, Higuchi N, Jiménez E, Lloyd G, Meir P, Mendoza C, Morel A, Neill D A, Nepstad D, Patio S, Peuela M C, Prieto A, Ramírez F, Schwarz M, Silva J, Silveira M, Thomas A S, ter Steege H, Stropp J, Vásquez R, Zelazowski P, Dávila E A, Andelman S, Andrade A, Chao K J, Erwin T, Di Fiore A, Honorio C E, Keeling H, Killeen T J, Laurance W F, Cruz A P, Pitman N C A, Vargas P N, Ramírez-Angulo H, Rudas A, Salam?o R, Silva N, Terborgh J, Torres-Lezama A. Drought sensitivity of the Amazon rainforest. Science, 2009, 323(5919): 1344- 1347.

The 100-year scale response of terrestrial ecosystem carbon fluxes to climate-carbon cycle caused by increasing atmospheric CO2concentration using an Earth System Model

PENG Jing, DAN Li*

KeyLaboratoryofRegionalClimate-EnvironmentforTemperateEastAsia,InstituteofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China

Using data from CanESM2, the second generation Earth System Model of the Canadian Centre for Climate Modelling and Analysis (CCCma), we analyze the impact of two atmospheric processes-elevated atmospheric CO2concentration and climate change through temperature and precipitation-on spatiotemporal change of the terrestrial ecosystem during the period 1850—1989. The results show that the elevated atmospheric CO2concentrations enhance the carbon fluxes, with increases of 117.1 gC m-2a-1for net primary production (NPP), 98.4 gC m-2a-1for soil respiration (Rh), and 18.7 gC m-2a-1for net ecosystem production (NEP). Increased linear trends of NPP and Rh of about 0.30 and 0.25 PgC/a2, respectively, occur across the whole terrestrial ecosystem, whereas for climate change impact, NPP has a reduced trend of -19.3 gC m-2a-1. The soil respiration reduces by -8.5 gC m-2and NEP varies by about -10.8 gC m-2. For the whole terrestrial ecosystem, linear decreased trends of NPP and Rh are approximately -0.07 PgC/a2and -0.04 PgC/a2(P<0.05). Regions show large differences of NPP distribution in response to climate change. Low latitudes and the Southern Hemisphere exhibit decreased NPP, while NPP is somewhat increased in the mid and high latitudes of the Northern Hemisphere. Enhanced vegetation growth due to the lengthened growing season associated with global warming is probably responsible for such an increase. The response of Rh to warming is consistent with that of NPP. The magnitude of increased Rh is larger than that of NPP in the high latitudes of the Northern Hemisphere. Permafrost soils in these high latitudes, which contain an enormous quantity of organic carbon, may melt with the increasing temperature, which is expected to cause increased Rh due to more dissolved organic carbon. Change in atmospheric CO2concentration is a dominant driving factor in the spatiotemporal pattern of carbon fluxes of the terrestrial ecosystem, and its impact significantly supersedes the effects of climate change. It should be noted that the model neglects the impact of nitrogen limitation, and thus the effects of elevated CO2on carbon fluxes might be overestimated. In addition, the contribution of climate change is not negligible, particularly in the Amazon basin, because reduction in precipitation and soil moisture can result in decreases in NPP and Rh. In this region, the model estimates that, in response to both rising CO2concentration and climate change, the total NPP and Rh decrease by approximately -1.8 gC m-2a-2and 1.6 gC m-2a-2, respectively. NEP also shows a decreased trend, but most areas of NEP change are not statistically significant at the 5% level. In this region, NEP change is closely related to the variation of temperature, precipitation and soil moisture, and the change correlates more to soil moisture than the other two variables. This indicates that drought is key factor driving NEP changes in this region. The terrestrial carbon fluxes are also driven by multiple factors, e.g. radiation, and the processes involved are complicated. Land use and the effect of aerosol are not considered in this paper. These factors should be incorporated into longer-term simulations to investigate the mechanisms involved in the response of the terrestrial carbon fluxes to CO2concentration and climate change.

coupled model; physiological effect; net primary production (NPP); soil respiration(Rh); net ecosystem production (NEP); temperature; precipitation; soil moisture

中國科學(xué)院知識創(chuàng)新工程重要方向項目(KZCX2-EW-QN208); 中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(XDA05110103);國家自然科學(xué)基金項目(41275082,41305070)

2013- 12- 02;

2016- 02- 19

10.5846/stxb201312022862

*通訊作者Corresponding author.E-mail: danli@tea.ac.cn

彭靜, 丹利.百年尺度地球系統(tǒng)模式模擬的陸地生態(tài)系統(tǒng)碳通量對CO2濃度升高和氣候變化的響應(yīng).生態(tài)學(xué)報,2016,36(21):6939- 6950.

Peng J, Dan L.The 100-year scale response of terrestrial ecosystem carbon fluxes to climate-carbon cycle caused by increasing atmospheric CO2concentration using an Earth System Model.Acta Ecologica Sinica,2016,36(21):6939- 6950.