Carbon isotopes in soils and palaeosols as ecology and palaeoecology indicators
2
1989
... 依据光合作用路径的不同，自然界的陆生植物可分为三大类：C3 植物、C4 植物及景天酸代谢植物（CAM型）.C3 植物的δ 13 C值在-34‰~-20‰间变化，以-27‰附近出现的频率最高；C4 植物的δ 13 C值在-19‰~-9‰间变化，以-13‰附近出现的频率最高.CAM型植物的δ 13 C值变化范围比较宽，为 -10‰~-30‰，基本上覆盖了整个C3 和C4 植物的区间［1 -2 ］ .土壤有机质主要来自于地上植被，记录了不同空间和时间尺度上的植物同位素分馏，因此，土壤有机碳同位素（δ 13 C）与植物碳同位素具有直接关系［1 -3 ］ . ...
... ［1 -3 ］. ...
Carbon isotopes in photosynthesis
4
1988
... 依据光合作用路径的不同，自然界的陆生植物可分为三大类：C3 植物、C4 植物及景天酸代谢植物（CAM型）.C3 植物的δ 13 C值在-34‰~-20‰间变化，以-27‰附近出现的频率最高；C4 植物的δ 13 C值在-19‰~-9‰间变化，以-13‰附近出现的频率最高.CAM型植物的δ 13 C值变化范围比较宽，为 -10‰~-30‰，基本上覆盖了整个C3 和C4 植物的区间［1 -2 ］ .土壤有机质主要来自于地上植被，记录了不同空间和时间尺度上的植物同位素分馏，因此，土壤有机碳同位素（δ 13 C）与植物碳同位素具有直接关系［1 -3 ］ . ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
...
注： 表中植物种通过《中国植物志》
［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉
［41 ］ 及《西藏土壤分类》
［51 ］ .
图2 雅江中上游表土<i>δ</i><sup>13</sup>C值直方图（已知C<sub>3</sub>、C<sub>4</sub>植物资料来源于O’Leary， 1988<sup>［<xref ref-type="bibr" rid="R2">2</xref>］</sup>） Histogram of the <i>δ</i><sup>13</sup>C values of surface soils in the upper and middle reaches of Yarlung Zangbo River （Known C<sub>3</sub>， C<sub>4</sub> plants from O’Leary， 1988<sup>［<xref ref-type="bibr" rid="R2">2</xref>］</sup>） Fig.2 ![]()
全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... ［
2 ］）
Fig.2 ![]()
全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
Tentative estimate of the southeast margin uplift of Qinghai-Xizang Plateau using organic carbon isotope composition of paleosols
4
2001
... 依据光合作用路径的不同，自然界的陆生植物可分为三大类：C3 植物、C4 植物及景天酸代谢植物（CAM型）.C3 植物的δ 13 C值在-34‰~-20‰间变化，以-27‰附近出现的频率最高；C4 植物的δ 13 C值在-19‰~-9‰间变化，以-13‰附近出现的频率最高.CAM型植物的δ 13 C值变化范围比较宽，为 -10‰~-30‰，基本上覆盖了整个C3 和C4 植物的区间［1 -2 ］ .土壤有机质主要来自于地上植被，记录了不同空间和时间尺度上的植物同位素分馏，因此，土壤有机碳同位素（δ 13 C）与植物碳同位素具有直接关系［1 -3 ］ . ...
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
用古土壤有机质碳同位素探讨青藏高原东南缘的隆升幅度
4
2001
... 依据光合作用路径的不同，自然界的陆生植物可分为三大类：C3 植物、C4 植物及景天酸代谢植物（CAM型）.C3 植物的δ 13 C值在-34‰~-20‰间变化，以-27‰附近出现的频率最高；C4 植物的δ 13 C值在-19‰~-9‰间变化，以-13‰附近出现的频率最高.CAM型植物的δ 13 C值变化范围比较宽，为 -10‰~-30‰，基本上覆盖了整个C3 和C4 植物的区间［1 -2 ］ .土壤有机质主要来自于地上植被，记录了不同空间和时间尺度上的植物同位素分馏，因此，土壤有机碳同位素（δ 13 C）与植物碳同位素具有直接关系［1 -3 ］ . ...
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
Assessment on primary provenance of organic matter in loess/paleosol sequences in the western Chinese loess plateau： local biomass or bedrocks in dust source regions
1
2015
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
黄土高原西部地区黄土地层有机质主要来源分析
1
2015
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Carbon isotopic variation of the organic matter during the plant-soil transformation
0
2005
植物-土壤有机质转化过程中的碳同位素组成变化
0
2005
Application of stable carbon isotope for paleoenvironmental research
1
2003
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
稳定碳同位素在第四纪古环境研究中的应用
1
2003
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Carbon isotope compositions of terrestrial C3 plants as indicators of （paleo）ecology and （paleo）climate
1
2010
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Variation of soil organic carbon isotope and C3 /C4 vegetation type transition in the western Loess Plateau during the Last Glacial and Holocene periods
0
2005
黄土高原西部地区末次冰期和全新世有机碳同位素变化与C3 /C4 植被类型转换研究
0
2005
The response of organic carbon isotopes to vegetation in modern soil and paleosol on the Chinese Loess Plateau
1
2002
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
黄土高原现代土壤和古土壤有机碳同位素对植被的响应
1
2002
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Relationship between the stable carbon isotopic composition of modern plants and surface soils and climate： a global review
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2017
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... ［10 ］发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... ［10 ］已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Climate change control on the relative abundance of C3 /C4 plants since the Last Glacial Maximum on the Loess Plateau
2
2003
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
气候变化对黄土高原末次盛冰期以来的C3 /C4 植物相对丰度的控制
2
2003
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
Carbon isotope discrimination and photosynthesis
4
1989
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
Carbon isotope discrimination by plants follows latitudinal and altitudinal trends
2
1991
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
Carbon isotope composition of plants along altitudinal gradient and its relationship to environmental factors on the Qinghai-Tibet Plateau
5
2007
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，14 ，27 ，30 ，33 ］，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
Stable carbon isotope characteristics of different plant species and surface soil in arid regions
0
2009
The characteristics of carbon isotope composition of modern plants over Qinghai-Tibet Plateau （NE） and its climatic information
1
1999
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
青藏高原（东北部）现代植物碳同位素组成特征及其气候信息
1
1999
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
The annual average temperature in Northern China
0
2002
中国北方C3 植物碳同位素组成与年均温度关系
0
2002
Abundance of C4 /C3 plants in the Chinese loess plateau and their response to plant growing environment
2
2015
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
黄土高原现代C4 和C3 植物生物量及其对环境的响应
2
2015
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Distribution of organic carbon isotope composition for modern soils from the eastern margin of the Tibetan Plateau and its main controlling factors
4
2017
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... ，19 ，34 ］，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
青藏高原东缘表土有机碳同位素分布特征及其主控因素研究
4
2017
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... ，19 ，34 ］，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
High-resolution summer precipitation variations in the western Chinese Loess Plateau during the last glacial
1
2013
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Climatic significance of the stable carbon isotopic composition of surface soils in northern Iran and its application to an Early Pleistocene loess section
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2019
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Trend of increasing Holocene summer precipitation in arid central Asia： evidence from an organic carbon isotopic record from the LJW10 loess section in Xinjiang， NW China
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2018
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Test stable carbon isotopic composition of soil organic matters as a proxy indicator of past precipitation： study of the sand fields in Northern China
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2015
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Carbon isotope of bulk organic matter： a proxy for precipitation in the arid and semiarid central East Asia
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2005
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Variability and environmental significance of organic carbon isotopes in Ganzi loess since the last interglacial on the eastern Tibetan Plateau
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2021
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
The stable carbon isotope composition of soil organic carbon and pedogenic carbonates along a bioclimatic gradient in the Palouse region， Washington State， USA
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2005
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Patterns of SOC and soil δ 13 C and their relations to climatic factors and soil characteristics on the Qinghai-Tibetan Plateau
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2013
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，27 ，30 ，33 ］，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
Variations in carbon isotope ratios of plants across a temperature gradient along the 400 mm isoline of mean annual precipitation in North China and their relevance to paleovegetation reconstruction
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2013
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Application of carbon isotope in Chinese loess to semi-quantitative estimation of palaeotemperature
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2005
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
利用黄土中的碳同位素半定量地重建古温度
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2005
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Variations of surface soil δ 13 Corg in the different climatic regions of China and paleoclimatic implication
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2020
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... ［30 -34 ］.多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，30 ，33 ］.另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，30 ，33 ］，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Variations in carbon isotope ratios of C3 plants and distribution of C4 plants along an altitudinal transect on the eastern slope of Mount Gongga
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... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ［31 ，55 ］.另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... ［31 ］和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
贡嘎山东坡C3 植物碳同位素组成及C4 植物分布沿海拔高度的变化
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... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ［31 ，55 ］.另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... ［31 ］和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Effect of altitude on the organic carbon-isotope composition of modern surface soils from Qinghai-Xizang Plateau
1
2001
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
海拔高度的变化对青藏高原表土δ 13 Corg 的影响
1
2001
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Altitudinal variations in the bulk organic carbon isotopic composition of topsoil in the Qilian Mountains area， NE Tibetan Plateau， and its environmental significance
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2017
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... ，33 ，37 ］，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，33 ］.另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... ，33 ］，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
Distribution of carbon isotope composition of modern soils on the Qinghai-Tibetan Plateau
4
2004
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... ，34 ］，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... 雅江中上游地区不同海拔36个表土样品的碳同位素组成结果表明，该地区表土的δ 13 C值存在很大差异，总体分布在-24.6‰~-15.2‰范围之间，平均值为-20.8‰（表1 ）.现代土壤的同位素组成主要与地表植被类型密切相关，C3 植物与C4 植物的比例变化会造成土壤δ 13 C的组成特征存在差异［13 ，18 ，31 -34 ］ .C3 和C4 植物碳同位素组成（即δ 13 C3 和δ 13 C4 ）的平均值可以被直接用来计算C4 植物比例的变化，即C4 （%）=［（δ 13 C-δ 13 C3 ）/（δ 13 C4 -δ 13 C3 ）］×100.黄土高原中部纯C3 和C4 植物对应的δ 13 C值分别是 -24‰和-14‰［11 ］ ，川西高原纯C3 和C4 植物的δ 13 C值分别为-25‰和-12‰［25 ］ ，虽然不同研究中纯C3 和C4 植物δ 13 C值不同，但总体趋势几乎相同.通过对比已知C3 和C4 植物的δ 13 C值［2 ］ ，本研究区表土δ 13 C值直方图体现出较显著的C4 植物贡献信号（图2 ），特别是在海拔3 500~4 000 m之间多个采样点的δ 13 C值在-15‰到-20‰之间，且C4 植物比例平均值高达58.2%（表1 ）.同时，地表植被调查结果也发现在该海拔范围内，生长着禾本科，如固沙草（Orinus thoroldii ）、白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等C4 植物（表1 ），这与表土δ 13 C值表现出很好的一致性. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
Photosynthesis and water-use efficiency in pinyon-juniper communities along an elevation gradient in northern New Mexico
1
1993
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Leaf δ 13 C variability with elevation， slope aspect， and precipitation in the southwest United States
1
2002
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
Soiln-alkane δ 13 C along a mountain slope as an integrator of altitude effect on plant species δ 13 C
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2009
... 植物在土壤中的转化过程中存在复杂的同位素分馏过程，不同地区分馏值存在一定差异，总体介于0.5‰~2.5‰之间［4 -6 ］ .不同气候条件下土壤的δ 13 C可以记录环境信息，综合反映植物的生理生态特征，是研究植被和气候关系的理想材料［7 -9 ］ .此外，对土壤δ 13 C的分析可以重建古环境，特别是利用沉积物δ 13 C的变化特征进行古环境的定量重建［3 ，10 -11 ］ .国内外学者在全球和区域尺度上对植物、土壤的δ 13 C与气候因子（如降水、温度、大气压等）的关系进行了深入研究［12 -19 ］ ，多数研究已证实C3 植物主导下的土壤δ 13 C值与降水之间呈负相关，并且这种负相关关系已被应用于中国黄土高原［20 ］ ，中亚地区［21 -22 ］ ，中国北方［23 -24 ］ 以及青藏高原东部［25 ］ 等地区的降水重建，但也有少数研究发现二者之间不是简单的线性关系甚至不相关［26 -27 ］ .与C3 植物不同，Rao等［10 ］ 发现全球范围内C4 植物的δ 13 C值与MAP显著正相关.然而，有研究认为温度是决定C3 /C4 相对丰度从而影响土壤δ 13 C的主要气候因子，并将δ 13 C作为温度指标应用于受季风影响的边缘地区［28 ］ 、东北地区和黄土高原［29 -30 ］ 以及青藏高原东南部地区［31 ］ .此外，海拔对δ 13 C的影响显著，但由于高海拔地区地域差异明显，温度、降水及大气压等气候指标的综合影响使得δ 13 C的变化特征较为复杂［30 -34 ］ .多数研究表明植物或土壤δ 13 C随海拔上升而变重［13 -14 ，19 ，34 ］ ，但受局部地区微生境的影响可能出现负相关或变化趋势不明显［35 -36 ］ .也有研究发现表土δ 13 C随海拔呈先变轻后变重的规律，海拔拐点处水热条件的突变可能是引起δ 13 C发生转折性改变的主要原因，但不同研究中海拔拐点不同，如3 500 m［32 ］ 、2 960 m［33 ］ 、2 050 m［37 ］ 等. ...
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... ，37 ］，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
Influence of the Indian monsoon and the subtropical jet on climate change on the Tibetan Plateau since the late Pleistocene
1
2017
... 雅鲁藏布江（简称雅江）流域位于青藏高原南部，受西风和印度季风的共同作用［38 ］ .植被垂直地带性分布和水热梯度使得该区域为研究土壤δ 13 C的空间变化特征和气候驱动因素提供了理想的区域.基于此，本文采集了雅江中上游地区36个表土样品，通过测定δ 13 C，结合现代气象观测资料，旨在阐明现代土壤δ 13 C随海拔和区域气候条件变化的规律，并探讨该地区表土δ 13 C的控制因素，明确其气候指示意义，为后续利用地层沉积物δ 13 C重建古植被、古气候提供基础支撑数据. ...
Variations of wind erosion climatic erosivity in the Yarlung Zangbo River basin during 1961—2015
1
2019
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
1961—2015年雅鲁藏布江流域风蚀气候侵蚀力变化
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2019
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
Investigation and evaluation on germplasm resources of vascular plants distributed in Qiangtang Plateau and upper area of Yarlungzangbo River
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2013
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
羌塘高原及雅鲁藏布江上游地区植物种质资源调查与评价
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2013
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
Soil erosion and subarea characteristics in Yarlung Tsangpo River Basin
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2008
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
雅鲁藏布江流域土壤侵蚀区域特征初步研究
2
2008
... 雅江位于青藏高原南部（图1 ），地理坐标为28°59′~30°34′ N，82°32′~94°28′ E，中国境内流域全长约2 057 km，属高原温带季风区湿润-半干旱气候［39 -40 ］ .研究区主要集中于雅江中上游地区日喀则地区和山南地区，海拔范围为3 500~5 100 m.其中日喀则地区年平均气温为5.5 ℃，年平均降水量为369.8 mm；山南段年平均气温为7.0 ℃，年降水量为441.7 mm.土壤类型主要以（亚）高山草甸土、（亚）高山草原土和山地灌丛草原土为主，自然植被低矮稀疏，以砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］、固沙草（Orinus thoroldii ）和白草（Pennisetum centrasiaticum Tzvel）等灌木、半灌木、草本为主［41 ］ . ...
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
Grid data of annual temperature and annual precipitation on the Tibetan Plateau and its surrounding areas during 1998—2017
1
2019
... 通过野外考察，在雅江中上游地区共采集了36份表土样品（图1 ）.采样地点选择远离耕地和城镇村庄，没有受人类干扰并且自然植被稳定，植物优势种典型分布的地区.采样时去除表土最上层凋落物，采样深度为0~5 cm，利用便携式GPS记录采样点的经纬度和海拔，同时记录了采样点的优势植物种信息.年平均降水量（MAP）和年平均气温（MAT）数据来源于国家青藏高原科学数据中心的“青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）”［42 ］ .该数据集基于国家气象信息中心基础资料专项最新整编的中国地面高密度台站（2400多个国家级气象观测站）的气温和降水日值资料，对缺测站点进行预处理之后，利用ANUSPLIN软件的薄盘样条法（Thin Plate Spline）进行空间插值，最后生成空间分辨率为1 km的年值格点数据，可以更好地反映高原地区真实的温度和降水变化.生长季温度来源于https：//worldclim.org/data/index.html ，干燥度数据来源于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3 ［43 ］ .此外，CO2 分压通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，大气压根据以下公式计算［44 ］ ： ...
青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）
1
2019
... 通过野外考察，在雅江中上游地区共采集了36份表土样品（图1 ）.采样地点选择远离耕地和城镇村庄，没有受人类干扰并且自然植被稳定，植物优势种典型分布的地区.采样时去除表土最上层凋落物，采样深度为0~5 cm，利用便携式GPS记录采样点的经纬度和海拔，同时记录了采样点的优势植物种信息.年平均降水量（MAP）和年平均气温（MAT）数据来源于国家青藏高原科学数据中心的“青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）”［42 ］ .该数据集基于国家气象信息中心基础资料专项最新整编的中国地面高密度台站（2400多个国家级气象观测站）的气温和降水日值资料，对缺测站点进行预处理之后，利用ANUSPLIN软件的薄盘样条法（Thin Plate Spline）进行空间插值，最后生成空间分辨率为1 km的年值格点数据，可以更好地反映高原地区真实的温度和降水变化.生长季温度来源于https：//worldclim.org/data/index.html ，干燥度数据来源于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3 ［43 ］ .此外，CO2 分压通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，大气压根据以下公式计算［44 ］ ： ...
Global aridity index and potential evapotranspiration （ET0） climate database v2
1
2018
... 通过野外考察，在雅江中上游地区共采集了36份表土样品（图1 ）.采样地点选择远离耕地和城镇村庄，没有受人类干扰并且自然植被稳定，植物优势种典型分布的地区.采样时去除表土最上层凋落物，采样深度为0~5 cm，利用便携式GPS记录采样点的经纬度和海拔，同时记录了采样点的优势植物种信息.年平均降水量（MAP）和年平均气温（MAT）数据来源于国家青藏高原科学数据中心的“青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）”［42 ］ .该数据集基于国家气象信息中心基础资料专项最新整编的中国地面高密度台站（2400多个国家级气象观测站）的气温和降水日值资料，对缺测站点进行预处理之后，利用ANUSPLIN软件的薄盘样条法（Thin Plate Spline）进行空间插值，最后生成空间分辨率为1 km的年值格点数据，可以更好地反映高原地区真实的温度和降水变化.生长季温度来源于https：//worldclim.org/data/index.html ，干燥度数据来源于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3 ［43 ］ .此外，CO2 分压通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，大气压根据以下公式计算［44 ］ ： ...
1
1983
... 通过野外考察，在雅江中上游地区共采集了36份表土样品（图1 ）.采样地点选择远离耕地和城镇村庄，没有受人类干扰并且自然植被稳定，植物优势种典型分布的地区.采样时去除表土最上层凋落物，采样深度为0~5 cm，利用便携式GPS记录采样点的经纬度和海拔，同时记录了采样点的优势植物种信息.年平均降水量（MAP）和年平均气温（MAT）数据来源于国家青藏高原科学数据中心的“青藏高原及周边地区气温和降水格点数据（1998—2017）”［42 ］ .该数据集基于国家气象信息中心基础资料专项最新整编的中国地面高密度台站（2400多个国家级气象观测站）的气温和降水日值资料，对缺测站点进行预处理之后，利用ANUSPLIN软件的薄盘样条法（Thin Plate Spline）进行空间插值，最后生成空间分辨率为1 km的年值格点数据，可以更好地反映高原地区真实的温度和降水变化.生长季温度来源于https：//worldclim.org/data/index.html ，干燥度数据来源于https：//doi.org/10.6084/m9.figshare.7504448.v3 ［43 ］ .此外，CO2 分压通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，大气压根据以下公式计算［44 ］ ： ...
Altitudinal trends of stable carbon isotope composition for Poeceae in Qinghai-Xizang Plateau
1
2003
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
青藏高原现生禾本科植物的δ 13 C与海拔高度的关系
1
2003
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
Discovery of C4 species at high altitude in Qinghai-Tibetan Plateau
3
2004
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... ［46 ，48 ］.此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
... ［46 ］.然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
Spatial and temporal characteristics of global solar radiation over Qinghai-Tibetan Plateau based on ITPCAS dataset
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2019
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
基于ITPCAS数据的青藏高原太阳总辐射时空变化特征
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2019
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
Microsite characteristics of Muhlenbergia richardsonis （Trin.） Rydb.， an alpine C4 grass from the White Mountains， California
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2002
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
C4 photosynthesis， atmospheric CO2 and climate
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1997
... 全球不同光合类型草本植物的分布表明，C4 草本植物生长的温度阈值是年平均气温（MAT）大于12 ℃［10 ］ .本研究区采样点平均海拔为4 000 m，MAT均低于12 ℃，却依旧存在较高的C4 /C3 植物比例.旺罗等［45 ］ 在青藏高原南部也发现一些C4 植物的生长高度可以达到海拔4 000 m以上，最高可达 4 520 m.他认为这是由于青藏高原强光照以及夏季集中降水等特殊气候条件可能有利于C4 植物的生长［46 ］ .青藏高原年平均总辐射在3 800~8 600 MJ·m-2 之间［47 ］ .强光照为C4 植物进行双羧酸循环提供了足够的能量，使其在低CO2 /O2 条件下进行CO2 同化，并补偿了低温下光合作用所需的能量，最后可能导致即使在较高海拔地区，C4 植物仍具有较高的固碳效率以及对低温的耐受力［46 ，48 ］ .此外，C4 植物比C3 植物具有更高的水分利用效率，春季的干旱往往限制了C3 植物的生长，这使得夏季集中降水不仅为C4 植物提供了充足的水分，而且也为C4 植物提供了充足的生长空间［46 ］ .然而，随着海拔继续升高，C4 植物比例降低，如砂生槐［Sophora moorcroftiana （Benth.） Baker］，锦鸡儿［Caragana sinica （Buc’hoz） Rehder］等C3 植物比例逐渐升高，表土δ 13 C值也逐渐偏负.已有研究证实，相对于C4 植物，C3 植物在低温和高海拔条件下更具竞争优势［3 ，31 ，49 ］ .显然，植物光合作用类型逐渐由C3 植物主导，表土δ 13 C值偏负. ...
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2004
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
第一卷： 总论
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2004
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
Draft of 《Soil classification of Tibet》
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1982
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
《西藏土壤分类》草案
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1982
... 注： 表中植物种通过《中国植物志》［50 ］ 进行鉴定，土壤类型判别参考赵健和李蓉［41 ］ 及《西藏土壤分类》［51 ］ . ...
Experimental investigations on the environmental determination of δ 13 C at different altitudes
2
1990
... Morecrof和Woodward［52 ］ 认为，在全球范围内，C3 植物δ 13 C值与海拔高度成正相关关系，但植物δ 13 C会受到局地生境的影响，从而出现负相关或不相关的情况.与前人研究所发现的高原表土δ 13 C随海拔上升呈先变轻后变重的规律不同［30 ，33 -34 ，37 ］ ，本研究结果显示雅江中上游地区，海拔3 500~5 100 m范围内，表土δ 13 C值随海拔升高而偏负，海拔每升高100 m，δ 13 C值偏负0.5‰［R 2 =0.61，P <0.01，图3 （a）］.一方面，青藏高原面积广泛，不同区域影响因素复杂，本研究区集中于高原南部雅江河谷中上游地区，更好地反映了高原南部表土δ 13 C的空间变化特征及其影响因素.另一方面，不同于前人研究中植被类型以C3 植物占绝对优势［14 ，16 ，19 ，33 ，37 ］ ，本研究区C3 与C4 植物混合生长，并且在海拔3 500~4 000 m内分布着较高比例的C4 植物（表1 和图2 ）.结合C3 与C4 植物比例的变化，发现随海拔升高，C4 植物比例不断减少，地上植被光合类型逐渐由C3 植物主导（表1 ）.李嘉竹等［31 ］ 通过分析贡嘎山东坡地表植被、土壤有机质的δ 13 C发现土壤δ 13 C随海拔的变化与C3 植物、C4 植物的分布有关，指出C4 植物仅生长于某一特定海拔范围内，相比于C4 植物，C3 植物占据了更高海拔的生境.郭正堂等［3 ］ 在玉龙山东麓发现随海拔的升高，C3 植物逐渐取代C4 植物，由于C3 植物的同位素组成相对C4 植物的偏负，致使碳同位素值随海拔的升高偏负，并指出温度和湿度是导致土壤δ 13 C值随海拔更偏负的主要原因. ...
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
Relationships between altitudinal gradient and plant carbon isotope composition of grassland communities on the Qinghai-Tibet Plateau， China
3
2013
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... ，53 ］.然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
青藏高原草地群落植物碳同位素组成与海拔梯度的关系
3
2013
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
... ，53 ］.然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Soil organic matter dynamics in a North America tallgrass prairie after 9 yr of experimental warming
1
2011
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
Environmental controls on the stable carbon isotopic composition of soil organic carbon： implications for modelling the distribution of C3 and C4 plants， Australia
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2008
... 青藏高原表土δ 13 C值随海拔的变化趋势取决于温度、降水及大气压等因素间的相互竞争［10 ，14 ，19 ，30 -33 ］ .温度影响植物碳同位素分馏，同时也是影响土壤微生物活性以及土壤有机质分解的重要因子，现有研究表明低温限制土壤有机质的分解以及土壤呼吸［53 ］ ，并且随着温度的降低，C4 植物比例减少、C3 植物比例增加，其次来源于C4 植物的土壤有机碳库分解速率更快［27 ，54 ］ ，因此，温度与土壤δ 13 C理论上应存在正相关关系.本研究也发现，表土δ 13 C与MAT之间呈正相关［R 2 =0.36，P <0.01，图3 （b）］，MAT每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正1.4‰.这归因于随着海拔升高，温度降低［图4 （a）］，植物光合作用酶的活性减弱，光合速率和CO2 同化速度都减小，叶片内细胞间隙中的CO2 分压（P i ）升高，从而引起碳同位素分馏程度增强，植物的δ 13 C减小［12 ，30 ，33 ］ .另一方面，由于温度降低导致土壤水分蒸发减弱，造成土壤中可利用水分增大，植物的δ 13 C减小［31 ］ ，同时过低的温度也使得土壤有机质的分解受限.温度对同位素的影响与饱和蒸气压亏缺和大气湿度也有关，随着海拔的升高，温度和大气压综合影响使得大气湿度增加，饱和蒸气压亏缺减小，植物叶片气孔导度增大，导致δ 13 C减小［31 ，55 ］ .另外，我们发现表土δ 13 C与生长季温度显著正相关［R 2 =0.58，P <0.01，图3 （e）］，生长季温度每升高1 ℃，表土δ 13 C偏正0.85‰，这进一步表明生长季温度可能是影响该区域表土δ 13 C变化的主要气候因子.值得注意的是，对比其他研究［10 ，14 ，27 ，30 ，33 ］ ，本研究中表土δ 13 C随海拔及温度变化的斜率均较大，推测这主要是不同于其他区域地上植被受C3 植物主导，该研究区域生长的C4 植物比例较高，导致表土δ 13 C偏正，在后续利用沉积物δ 13 C重建古环境时可能需要避开C4 植物的影响. ...
The carbon and nitrogen isotope composition of Australian grasses in relation to climate
1
2009
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Leaf and wood carbon isotope ratios， specific leaf areas and wood growth of Eucalyptus species across a rainfall gradient in Australia
1
2006
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
The relationship between plant stable carbon isotope composition， precipitation and satellite data， Tibet Plateau， China
1
2006
... 降水被认为是影响C3 和C4 植物相对丰度的一个主要因素［10 ，21 -22 ，30 ，33 ］ .已有大量研究表明C3 植物的δ 13 C与降水呈负相关关系［18 ，31 ，53 ，56 -57 ］ .这是由于当降水减少或者土壤湿度降低时，水分胁迫加重，植物为了减少水分蒸发，就会关闭气孔，降低气孔导度，使植物体内的CO2 浓度下降，叶片内外的CO2 浓度比降低，进而导致δ 13 C升高［12 ，53 ］ .然而，本研究区表土δ 13 C与年降水量呈正相关性［R 2 =0.28，P <0.01，图3 （c）］.不同于前人以C3 植物为主导的研究，这种正相关关系可能与该区域C4 植物比例高有关，因为C4 和C3 植物不同的光合机制造成对降水的响应不一致，Rao等［10 ］ 已证实全球尺度C4 植物与降水呈正相关.另一方面，李嘉竹［31 ］ 和Guo等［58 ］ 分别在贡嘎山东坡海拔2 000 m以上及西藏南北部发现植物δ 13 C与降水量呈显著正相关，他们认为这是由降水量与海拔或者降水量与温度之间的负相关所导致的一种统计学相关，并无实际意义.尽管雅江中上游地区海拔与MAT［图4 （a）］和MAP［图4 （b）］间的相关性分析表明两两均呈显著负相关，但通过分析干燥度（可以更确切反映地区水分干湿状况）对表土δ 13 C的影响，二者间几乎没有相关性［R 2 =0.01，P <0.01，图3 （f）］，因此，我们认为水分可能不是本研究区域表土δ 13 C的限制因素. ...
Variations of stomatal density and carbon isotope values of Picea crassifolia at different altitudes in the Qilian Mountains
1
2003
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
Experimental measurements of leaf carbon isotope discrimination and gas exchange in the progenies of Plantago depressa and Setaria viridis collected from a wide altitudinal range
1
2008
... CO2 分压可以通过大气压乘以常数（335 μmol·mol-1 ）获得，随着海拔升高，大气压降低，CO2 分压也相应降低，植物可利用的CO2 浓度降低.Farquhar等［12 ］ 提出了经典C3 植物的碳同位素分馏模型：δ 13 C=δ 13 Ca -a -（b -a ）×（P i /P a ）（δ 13 Ca 是大气CO2 的同位素组成；a 为从大气进入植物的CO2 碳同位素分馏值（约为4.4‰）；b 为羧基化同位素分馏值（27‰~30‰）；P i 是叶片细胞间隙内CO2 的分压；P a 是大气中CO2 的分压），即大气压与δ 13 C呈负相关，并且这种负相关性已被证实［14 ，59 ］ .然而，本研究发现雅江中上游地区表土δ 13 C值与该区域大气压呈显著正相关［图3 （D）］，用分馏模型无法解释这种相关性.Zhao等［33 ］ 在青藏高原东北部石羊河地区也发现了类似的规律，认为CO2 分压仅在统计学上与表土δ 13 C值相关，并不是影响该区域δ 13 C值变化的主要因素.尽管Morecroft等［52 ］ 通过控制实验发现大气压与植物δ 13 C正相关，并且有学者认为大气压降低反而会增加植物的气孔密度和气体扩散能力，δ 13 C值降低，但目前关于大气压的影响依然没有明确的定论.此外，Wang等［60 ］ 发现δ 13 Ca 随海拔变化的梯度仅为0.06‰∙km-1 ，而本研究中表土δ 13 C随海拔变化的梯度是5.0‰∙km-1 ，远大于δ 13 Ca 的变化程度.综合而言，CO2 分压的变化不是影响本研究区表土δ 13 C差异的主要原因. ...
甘公网安备 62010202000676号
