西南喀斯特地区灌丛林土壤CO2、CH4通量研究

房 彬, 李心清, 张立科, 程建中, 王 兵, 程红光, 杨 放



西南喀斯特地区灌丛林土壤CO2、CH4通量研究

房 彬1,2, 李心清1*, 张立科1,2, 程建中1, 王 兵1, 程红光1, 杨 放1,2

(1. 中国科学院 地球化学研究所 环境地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550002; 2. 中国科学院大学 北京 100049)

灌丛林生态系统是西南喀斯特地区广泛分布的生态系统类型, 在区域生态系统碳循环和碳平衡中有重要作用。为估算亚热带喀斯特地区CO2和CH4源汇现状, 评价灌丛林生态系统对温室效应的影响, 以贵阳市开阳县灌丛林为研究对象, 采用静态箱-气相色谱法观测CO2和CH4通量的季节变化。对2010年12月到2012年1月的观测结果分析表明, 灌丛林地土壤表现为CO2的释放源和CH4的吸收汇, CO2通量的变化范围为33.20～1106.75 mg/(m2·h), 年平均通量为342.98 mg/(m2·h); CH4通量的变化范围为–206.14～–59.85 µg/(m2·h), 年平均通量为–103.22 µg/(m2·h)。CO2排放通量和CH4吸收通量均表现出明显的季节变化规律, 两者最高值均出现在夏季, 不同的是CO2排放通量最低值出现在12月, 而CH4吸收通量最高值则出现在11月。土壤温度和土壤湿度是影响灌丛林土壤CO2通量的主要因子, 双因素模型(=eW)较好拟合了土壤温度和土壤湿度对土壤呼吸的影响, 两者共同解释了CO2通量变化的81.4%。土壤CH4吸收通量与温度存在显著正相关关系, 其中5 cm土壤温度同CH4吸收通量相关性最好, 但温度超过一定阈值时, 两者相关性降低。土壤CH4吸收通量与土壤湿度呈显著负相关关系表明, 水分是土壤氧化CH4的重要限制因子。

土壤; CO2通量; H4通量; 温度; 湿度; 喀斯特地区

0 引 言

CO2和CH4是大气中最重要的两种温室气体, 两者温室效应之和占温室气体总效应的75%[1]。世界气象组织2011年在《温室气体公报》中指出, 大气CO2浓度在过去10年以每年2.0 μg/g的速度增长, 至2010年达到389.0 μg/g, 比工业革命前增长了39%; 大气CH4浓度则由工业革命前的700 ng/g 增加到1808 ng/g[2]。由温室气体浓度升高带来的全球变化已成为人们关注的重大科学问题之一[3]。

土壤碳收支在陆地碳收支中占主导地位, 是全球碳循环的重要组成部分。土壤呼吸是大气CO2的重要来源, 全球土壤碳库每年向大气的碳输出高达(98±12) Pg, 是化石燃料燃烧排放量的10倍[4]。另一方面, 土壤还是CH4的一个重要汇, 每年消耗大气30 Tg CH4, 约占全球CH4汇的6%[5–6], 对调节大气CH4的总量有重要意义。现阶段土壤对CH4消耗量的减少是造成CH4源汇不平衡的一个重要因素[7]。森林土壤碳库占全球土壤碳库的73%[8], 在维持全球碳平衡和调节气候方面具有不可替代的作用; 森林土壤也是陆地生态系统中大气CH4的一个重要的汇[9]。目前对于森林土壤CO2和CH4通量的研究主要集中在温带地区的针阔叶林[10–11], 以及亚热带地区的季风林、混交林和马尾松林[12–13]等乔木林, 对占全国森林面积21.9%[14]的灌丛林CO2和CH4通量的研究还比较少[15]。

中国西南喀斯特地区特殊的地质背景造就了其生态环境的脆弱性和敏感性, 由于活跃的生物过程和化学过程, 喀斯特地质和生态系统在全球碳循环中发挥着重要作用[16]。作为陆地生态系统碳循环的重要环节, 喀斯特地区土壤碳收支及其对温度和降水的响应需要深入研究。灌丛林是西南喀斯特地区面积较大的生态系统, 以贵州为例, 灌丛林约占国土面积的9.48%[17],在陆地生态系统碳收支中有重要作用。本次工作拟以亚热带喀斯特地区灌丛林地为研究对象, 通过一年时间对地表CO2、CH4通量及相关环境因子的观测结果, 分析灌丛林地CO2、CH4通量变化规律, 找出影响其变化的关键因子, 为估算亚热带喀斯特地区CO2、CH4源汇现状, 评价灌丛林生态系统温室效应提供依据。具体目标包括: (1)测定灌丛林地土壤CO2、CH4通量, 阐明季节变化特征,估算年均通量; (2)分析CO2、CH4通量季节变化与环境因子主要是土壤温度和湿度的关系; (3)讨论CO2排放通量和CH4吸收通量之间的关系。

1 研究区域概况

研究地区位于贵州省贵阳市开阳县, 地理位置为107°02′49.3″E, 27°00′39.7″N, 海拔1130 m。地貌上, 属于云贵高原东侧梯状斜坡地带, 附近喀斯特发育较为典型。气候类型属亚热带季风性温润气候,四季分明, 年均气温介于10.6～15.3℃之间, 最热为7月, 平均温度22.3 ℃, 最低温度为1月, 平均气温2.0 ℃; 雨水充沛, 全年降水量926.5～1419.2 mm,降水多集中在夏季,雨季平均为180 d。全年日照时数898.1～1084.7 h, 其中夏季日照时数占全年39%。观测点位于一处山坡上, 山体岩石类型主要是石灰岩和白云岩, 山坡上灌木覆盖度较好, 优势物种为火棘、小果蔷薇和薄叶鼠李, 灌丛中偶见刺杉、柏树和松树等乔木, 此外还有一些蕨类和苔藓。土壤类型为石灰土, 土壤发育不完全, 夹杂砾石较多, 容重1.59 g/cm3, pH 7.96, 表层土壤有机质含量104.2 g/kg, 全氮含量7.08 g/kg, 有效磷含量4.06 mg/kg。

2 研究方法

2.1 气体采集、测定和通量计算

本研究选取山坡灌丛林地内原状土壤作为样地, 土壤温室气体通量监测时间为2010年12月到2012年1月, 观测频率为每月两次, 两次观测间隔为15 d, 共观测24次, 基本涵盖了本地区的土壤温度和含水量的季节变化范围。观测时间从上午8:00持续到下午6:00, 每2 h测定1次, 共测定6次, 每次测定设3个重复。为保证实验平行性, 每次采样过程中尽量不破坏原位土壤环境条件, 且采样点位置在观测期间保持固定。

采用较为常用的密闭静态箱法进行土壤呼吸的监测, 具体操作是, 将不透明有机玻璃密闭箱(箱体大小约为30 cm × 30 cm × 50 cm, 顶部有小电扇和采气孔)罩在提前安置好的基座上。基座上设有密封水槽, 采样时注水以避免箱内气体和外界的交换。在密封通量箱后的0、5、10、15和20 min分别抽取箱内气体30 mL注入提前抽成高真空的labco 12 mL顶空进样瓶, 气体样品送回实验室后用气相色谱仪(Agilent 7890A)测定CO2和CH4的浓度。CO2和CH4检测器均为FID(火焰原子化检测器), 检测器温度为250 ℃, 载气是高纯氮气(99.999%), 柱箱温度为60 ℃。采用下式计算土壤CO2和CH4通量(mg/(m2·h)):

式中:为CO2或CH4通量(mg/(m2·h)); 60和100为单位换算系数;0为标准状态下CO2或CH4密度(g/L);为采样箱气室的高度(cm);为采样点的气压;0为标准状态下的大气压力(1.013×105Pa);0为绝对温度273.15 K;a为采样时箱内平均气温(℃); dc/d为采样箱内CO2或CH4浓度(µL/L)对时间(min)的变化率, 正值表示排放, 负值表示吸收。

在每次监测土壤呼吸的同时, 记录箱内温度、土壤5 cm温度以及大气压力。温度用水银温度计读取, 大气压力由DYM3便携式数字大气压力表测定。

2.2 影响土壤温室气体通量环境因子分析

土壤CO2和CH4通量大小与多种环境因子有关, 如土壤温度、土壤湿度、C/N比率、大气温度、植被类型和土地利用方式等[6,18]。本研究主要分析土壤温度和土壤湿度对CO2和CH4通量的影响。气温和土壤5 cm处温度在采样开始和结束时读取; 土壤体积含水量(0～10 cm)在每次采样后由烘干法测定, 土壤容重测定用环刀法。土壤理化分析样品取自0～10 cm土层, 除硝态氮、铵态氮和含水量测定用新鲜土外, 其余土壤样品室内风干, 过筛。土壤基本理化性质参照土壤农化分析方法[19]测定: 硝态氮测定采用酚二磺酸比色法, 铵态氮测定采用KCl浸提-靛酚蓝比色法,土壤pH值采用电位法(水土比5︰1), 以上各种理化性质每月测定两次。此外, 有机质含量采用高温外加热重铬酸钾氧化-容量法, 有效磷采用碳酸氢钠提取-钼锑抗比色法(olsen法), 土壤总氮用元素分析仪(PE2400, 美国, PE公司)测定。

2.3 数据处理

采用Excel软件进行数据整理, SPSS16.0软件做统计分析, 图形的绘制采用Sigmaplot 10.0。

为了分析土壤CO2通量与土壤温湿度变化的关系, 我们采用双因素关系模型[20]进行拟合:

式中:为土壤CO2通量(mg/(m2·h)),为土壤5 cm温度(℃),为土壤(0～10 cm)体积含水量(%),、和为待定系数。

10通过下式确定[20]:

Q

10

= e

10β

(4)

其中,、为待定系数。

每个采样日三块样地共18次重复测定加以平均得出通量日均值, 每月测定的两次通量日值的平均值代表该月平均, 通过累加计算求得当年CO2和CH4年通量。

3 结果与分析

3.1 灌丛林地土壤CO2和CH4通量变化规律

3.1.1 CO2通量变化规律

2010年12月到2012年1月的观测期间, 研究区CO2通量的季节变化十分明显, 呈现夏秋季高于冬春季的季节动态, 与土壤温度的变化趋势大体一致(图1), 最大值(1106.75 mg/(m2·h))出现在2011年8月上旬, 最小值(33.20 mg/(m2·h))出现在2011年12月下旬, 全年表现为CO2的源, 由观测期内CO2通量平均值(342.98 mg/(m2·h))换算得出研究区年均CO2通量为3.00×104kg/(hm2·a)(图2)。2010年12月到2011年6月, 土壤CO2通量总体呈上升趋势; 7月份受土壤含水量降低影响, 通量出现低值; 8月份适宜的水热条件促使CO2通量迅速升高至全年最高值; 之后由于持续的严重干旱, 8月下旬到9月下旬, 呼吸速率急剧下降至低谷; 10月以后, 由于降雨补充土壤水分,使土壤呼吸速率增大至峰值; 10月和11月CO2通量有两次较大波动, 但含水量并没有大的变化, 这是温度波动影响所致。2011年11月以后, 温度不断下降, CO2通量随之降低。本研究的土壤呼吸季节动态较一般报道的单峰型动态要复杂, 这主要是在连续观测1年中天气出现异常, 2011年7月到9月出现了较为严重的干旱, 土壤温度和水分这两个决定土壤呼吸的主要因素变化不协调。

图1 土壤温度及含水量季节变化

图2 土壤CO2、CH4通量季节变化

3.1.2 CH4通量变化规律

本研究观测结果(图2)表明, 山坡灌丛林地土壤CH4通量的变化幅度为-206.14～-59.85 µg/(m2·h), 全年均表现为CH4的汇, 根据观测期内通量平均值-103.22 µg/(m2·h)换算得出土壤CH4年通量为-9.04 kg/(hm2·a)。从全年变化看, 山坡灌丛林地土壤CH4通量季节变化并不十分明显, 夏季平均吸收速率最高, 秋季最低, 春季和冬季介于两者之间。从时间分布上看, 土壤CH4吸收通量最小值(59.85 µg/(m2·h))出现在秋末的11月。此后吸收通量在100 µg/(m2·h)上下波动, 没有明显趋势性变化。4月下旬至8月下旬, CH4吸收通量处于全年中的高峰期, 出现了3个峰值, 并且高低波动较大, 其中7月的吸收峰值为全年最大值(206.14 µg/(m2·h)), 土壤CH4汇的作用达到最大。

3.2 灌丛林地土壤CO2和CH4通量的影响因子

3.2.1 土壤CO2通量影响因子

土壤温度和湿度是影响土壤呼吸的环境因子中最重要的两个因素[18]。由图1和图2可以看出, CO2通量与土壤温度的季节动态总体保持一致, 统计结果显示, CO2通量与土壤温度和大气温度均有极显著指数正相关关系(2=0.610、0.640), 表明温度是影响灌丛林土壤CO2通量的主要环境因子。10通常被用来指示土壤呼吸对温度变化响应的敏感程度[21]。根据式3和式4, 本研究中喀斯特灌丛林地土壤10值为2.12, 高于喀斯特地区马尾松林地[22], 但低于鼎湖山地区的亚热带林地[12]。Luo.[21]发现10值随着温度升高而下降, 周存宇等[12]的研究也表明土壤呼吸对温度的敏感程度在较低温度下要高于较高温度时。在本研究中土壤温度与土壤呼吸之间有类似情况(图3), 即温度较低时, CO2通量值对应的点聚集在拟合线附近, 但随着温度升高则发散开来, 表明温度较低时土壤呼吸受温度影响较显著。在温度较高时, 其他因素对土壤呼吸的影响不容忽视。

图3 土壤CO2通量与土壤温度的关系

从全年看, 土壤湿度对土壤呼吸的影响并不显著, 可能是由于受土壤温度作用掩盖, 无法单独区分土壤湿度的作用, 但2011年6月到9月期间, 土壤湿度较低时, 土壤湿度对土壤呼吸的限制影响明显。本研究采用双因素模型(式2)分析土壤温度和湿度两者对土壤呼吸的共同影响, 结果显示两者共同解释了土壤CO2通量的81.4%, 相比单一变量模型(式3), 这一模型能更好预测土壤呼吸(表1), 这与同样采用双因素模型解释亚热带季风气候下土壤呼吸季节变化64%～90%的研究结果相似[23]。对于具有典型亚热带季风湿润气候的西南喀斯特地区, 气温季节变化大且降雨分配不均, 双因素模型拟合土壤温度和湿度估测土壤呼吸的季节变化更具有适用性。

3.2.2 土壤CH4通量影响因子

从图1和图2中可以看出, CH4吸收通量随温度升高而增大。分别将CH4吸收通与气温及土壤5 cm温度做相关分析发现, CH4吸收通量和土壤5 cm温度表现为极显著相关(2=0.288,＜0.01), 与气温表现为显著相关(2=0.250,＜0.05)。CH4通量和土壤5 cm温度相关性最高。已有研究表明, 土壤微生物氧化CH4主要发生在相对较浅的次表层土壤, 通常5～15 cm深, 此深度土壤CH4氧化菌数量最大, 活性也最强[24–25], 因此土壤5 cm温度能较准确反映温度对土壤微生物的影响。温度是土壤CH4通量的重要控制因素, 通过影响土壤微生物活性以及CH4和O2扩散速率进而影响土壤吸收CH4, 这与Liu.[26]对丘陵山区林地及Iqbal.[27]对农田、林地得出的结论是一致的。

当土壤温度较低时(小于10 ℃), 土壤各种微生物的活性都较弱, 大气CH4和O2扩散进入土壤的速率高于CH4氧化菌对CH4和O2的消耗速率, 此时温度是CH4氧化的主要限制因素, 因而土壤温度对CH4氧化速率有正效应。当温度进一步升高时, CH4氧化菌的数量、活性及CH4和O2扩散速率继续增加, 相应CH4氧化速率也会提高, 但由于CH4氧化菌有较强亲和力, 所需活化能较低, 以及土壤空气CH4浓度增加有限, 使得CH4氧化菌数量及活性增加缓慢, 使得CH4氧化速率对温度的响应减弱[28]。另外, 土壤中硝化细菌等微生物的生存和竞争利用O2的能力强于CH4氧化菌, 导致CH4氧化菌的O2供给处于不饱和状态, 限制了CH4氧化菌的活性及自身繁殖[29], 这也是造成CH4氧化速率减小的原因。从不同温度范围土壤CH4吸收通量与温度相关性(表2)来看, 温度在-5～10 ℃之间时, CH4吸收通量与温度的相关系数最大, 当温度升高至10～25 ℃及25～40 ℃时, 相关系数随之逐渐降低, 差异显著。由此可见, 温度对于喀斯特山地灌丛土壤CH4吸收通量的影响取决于温度的范围, 较低温度范围内, 温度的改变对CH4吸收通量的影响更大。在本研究中, 温度较高的9、10月份, 土壤CH4吸收通量却处在较低范围, 这表明温度不是惟一主要的影响因素。

CH4和O2供应不足通常是土壤氧化CH4的限制因素, 而水分是CH4和O2扩散的重要限制因子[6], CH4氧化菌的活性也受土壤水分的显著影响[30], 因而土壤水分是土壤氧化CH4的重要影响因子。全年范围内, 土壤湿度的季节变化十分明显, 2010年12月到2011年4月期间, 土壤湿度在32%(体积含水量,下同)上下波动, 经偏相关分析发现温度是这一时期影响CH4通量的主要因子。2011年4月以后, 由于天气干旱的原因, 土壤湿度持续降低, 加上这一时期温度较高, 水热条件适宜CH4的氧化, 因此夏季CH4吸收通量全年最高。进入9、10月份以后, 由于降雨增多, 土壤湿度大幅增大, 湿度范围为32%～43%, 平均湿度为35%, 至11月达到全年最高值, CH4吸收通量在波动中降至全年最低值, 说明土壤湿度是秋季CH4通量的主要限制因素。

将CH4吸收通量与土壤湿度做相关分析, 发现两者呈现显著负相关关系(2=0.170,＜0.05), 表明土壤含水量增加限制了CH4和O2的扩散, 从而抑制了CH4的氧化, 这与Werner.[31]在中国西南季节性热带雨林、橡胶园以及刘玲玲等[13]在亚热带针叶林的研究结果是一致的, 但与Liu.[26]在亚热带丘陵林地得出的结论相反, 造成这种差异的原因在于对不同的土壤类型, 水分对CH4通量的影响是双重的。当土壤含水量较低时, 水分含量的提高可以减少微生物水分胁迫, 有利于CH4氧化菌发挥活性, 提高土壤CH4吸收能力; 但随着水分含量进一步增加, CH4扩散受到限制, 又会抑制CH4的氧化。本研究区的土壤发育不完全, 夹杂砾石较多, 容重达到1.59 g/cm3, 总孔隙度较小(约为44.5%), 这使得水分易布满土壤孔隙, 限制空气扩散, 进而抑制CH4氧化, 因此出现CH4吸收通量随土壤湿度增加而降低的现象。

表1 土壤CO2通量(F)与土壤温度(T)和土壤湿度(W)的统计模型

表2 不同温度范围土壤CH4通量与气温及土壤温度相关性

注: *表示相关性显著(< 0.05), **表示相关性极显著(< 0.01)。

表3 中国不同气候带林地土壤CO2、CH4年通量比较

3.3 土壤CO2排放和CH4吸收的关系

在一年的观测期内, 土壤CO2排放速率与CH4吸收速率之间趋向呈正相关关系, 但未达显著水平。土壤对CH4的氧化过程为纯生物过程[32], 温度能制约有机质分解、调节CH4氧化菌活性并影响CH4和O2扩散速率, 而水分通过影响土壤通气状况影响土壤吸收CH4。土壤呼吸作用主要是微生物矿化作用和植物根际呼吸, 受同样环境因子的影响。研究区土壤CO2排放与CH4吸收呈正相关提示在今后灌丛林地碳循环研究以及温室气体源汇效应评估中, 不仅要考虑CO2的排放, 还要考虑CH4的贡献。

3.4 国内不同地区林地土壤CO2、CH4通量比较

将本研究中CO2、CH4通量与国内其他地区林地的研究结果进行了比较(见表3)。从表3可知, 研究区灌丛林土壤CO2通量处于同属于亚热带地区的江西千烟洲[13, 33]、广东鼎湖山[12]的针叶林及阔叶林土壤CO2通量变化范围之间, 高于温带林地[11,34], 反映出土壤CO2通量随纬度降低而升高的趋势, 出现这种现象的原因除了不同区域的植被及土壤类型差异外, 可能主要原因在于低纬度地区较高的温度更有利于土壤呼吸。旱地生态系统的碳收支()由土壤异养呼吸和净初级生产力()共同决定。为精确估算生态系统碳收支, 必须对自养呼吸和异养呼吸占土壤呼吸的比例进行量化, 这是以后喀斯特地区林地碳通量研究需要加强之处。从表3的对比中还可发现, 本研究的灌丛林土壤CH4吸收通量明显高于亚热带和温带的针叶林及阔叶林[13,35,10,36]。这种差异除了与不同研究区的气候条件、土壤理化性质相关外, 群落组成可能是一个重要的原因。

4 结 论

(1)全年范围内, 喀斯特灌丛林土壤CO2排放通量和CH4吸收通量的变化幅度分别为33.20～1106.75 mg/(m2·h)和－206.14～－59.85 µg/(m2·h), CO2年均释放通量为342.98 mg/(m2·h), CH4年均吸收通量为103.22 µg/(m2·h)。

(2)土壤温度是影响CO2通量的主要因素, 土壤CO2通量随温度升高呈极显著幂函数增加; 土壤水分对土壤CO2通量的影响不显著, 但干旱造成的水分胁迫却能明显影响土壤呼吸速率;双因素模型可以很好拟合土壤温度和土壤湿度对土壤CO2通量的共同影响。

(3)CH4吸收通量与土壤5 cm温度呈极显著正相关关系, 温度越高, 越利于土壤对CH4的吸收,但随着温度升高二者相关性降低, 表明温度影响CH4吸收通量的重要性会随温度升高而下降; CH4吸收通量受土壤湿度的限制影响明显, 随着土壤含水量增加, 土壤通透性变差, 进而抑制CH4氧化。

(4)CO2排放通量及CH4吸收通量均表现出明显的季节性变化规律, 受水热条件等共同因素的影响, 两者趋向正相关关系, 但未达显著水平, 要进一步确定在何种条件下形成何种关系, 还需深入研究。

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CO2and CH4fluxes from soil of scrub forest in the karst area of southwest China

FANG Bin1,2, LEE Xin-qing1*, ZHANG Li-ke1,2, CHENG Jian-zhong1, WANG Bing1, CHENG Hong-guang1and YANG Fang1,2

1. State Key Laboratory of Environmental Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550002, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

Shrub forest is an important, widely distributed ecosystem type in karst area of southwest China, playing an important role in the regional carbon cycle and balance. Our objectives were to evaluate the CO2, CH4budgets of karst area of southwest China, and estimate the influence of shrub forest ecosystem on greenhouse effects. Taking shrub forest in Kaiyang country of Guizhou province as our study object, we used static enclosed chamber coupled with GC to observe the seasonal changes in soil CO2, CH4fluxes. The results showed that the forest soil performed as a source for CO2and a sink for CH4to the atmosphere; annual CO2flux ranged from 33.20 to 1106.75 mg/(m2·h) with an average of 342.98 mg/(m2·h), and annual CH4flux ranged from –206.14 to –59.85 µg/(m2·h) with an average of －103.22 µg/(m2·h). There are significant seasonal variations in both CO2emission flux and CH4absorption flux: their maximums both appeared in summer, while minimum CO2emission flux occurred in December and minimum CH4absorption flux in November. Soil temperatures and soil moistures were the two main factors regulating the soil CO2flux of shrub forest. The relationship of soil respiration rate () with soil temperature () and soil moisture () fit well with the equatione W(,,were constants). The results showed that soil temperatures and soil moistures together accounted for 81.4% of the seasonal variations in soil respiration rate. Soil CH4absorption flux increased along with the temperature, and had the highest correlation with soil temperature at the depth of 5 cm. Besides, the correlation between soil CH4absorption flux and soil temperature decreased as temperature increased. Significant negative correlation between CH4absorption flux and soil moisture indicated that soil moisture was one important factor that limits soil CH4oxidation.

soil; CO2flux; CH4flux; temperature; moisture; karst area

P588.121

A

0379-1726(2013)03-0221-08

2012-11-16;

2013-01-28;

2013-01-29

国家自然科学基金(40872212); 中国科学院战略性科技先导专项(碳专项); 贵州省农业攻关计划项目(黔科合NY字[2011]3079号)

房彬(1986–), 男, 博士研究生, 地球化学专业, 研究方向为环境地球化学。E-mail: binfang87@hotmail.com

LEE Xin-qing, E-mail: lee@mail.gyig.ac.cn, Tel: +86-851-5891611