在不同季节，增温对非生长季呼吸的增强程度远远高于生长季。对高寒草甸生态系统，不同增温下非生长季生态系统呼吸分别递增67.5%和142.1%；而生长季生态系统呼吸分别增加60.7%和94.6%。对高寒沼泽草甸生态系统，增温对非生长季系统呼吸分别增加87.6%和122.4%，生长季呼吸分别递增32.5%和40.3%（图1a,b）。因此，高寒草地生态系统呼吸随温度升高而较大幅度增强，以非生长季系统呼吸增加更为强烈，对年总呼吸排放增加的贡献率超过50%。土壤呼吸随表层土壤温度增加而呈现显著的指数函数递增，对高寒草甸土壤，Q10在2.97-5.67；高寒沼泽草甸土壤的Q10在2.68-9.43。土壤温度对高寒草地生态系统呼吸的影响较大，土壤温度可以解释76%的生态系统呼吸变化。另外，植被地上生物量与生态系统呼吸间存在显著的正相关关系，可解释60%的生态系统呼吸变化；活动层土壤0-40cm深度的融化天数也与生态系统呼吸间关系密切，其线性关系达到极显著水平，5cm、20cm、40cm深度土壤融化时间分别可以解释生态系统呼吸变化量的68%-79%（图1c）。通过气候变化模拟控制试验，设定两种增温梯度，分别是中等增温（MW，增温2.1-2.4°C）和高增温（HW,增温3.5-4.0°C）。不同增温下，高寒草甸生态系统年呼吸量分别增加62.2%和101.3%；高寒沼泽草甸生态系统分别增加36.6%和52.0%。因此，未来伴随活动层土壤温度升高，土壤呼吸碳排放将进一步加强。

图1增温对典型高寒草地生态系统呼吸的影响

    生态系统呼吸来源解析及增温影响：利用13C同位素技术分析了生态系统呼吸排放中植被地上部分和地下部分的自氧呼吸和土壤异氧呼吸排放比例。在生长季前期增温措施促进了风火山高山草甸生态系统呼吸中土壤异氧呼吸比例，但在生长季后期降低了其土壤异样呼吸排放贡献。整个生长季增温和对照的土壤呼吸比例差别不大（图2）。青藏高原高寒草甸生态系统碳源汇分析：增温显著促进了典型高寒草甸生长季净碳吸收，整个观测期内，高寒草甸的净碳吸收大约为123 g C/m2/a,增温下大约为145 g C/m2/a。非生长季高寒草甸的土壤异养呼吸排放大约为59 g/m2/a，增温下大约为100 g C/m2/a。风火山高寒草甸每年的碳汇能力大约为64 g C/m2/a,增温下大约为45 g C/m2/a（图2）。因此，全球变暖影响下，多年冻土区高寒草甸生态系统在一定条件下仍然维持较好的的碳汇，但碳汇能力有所减弱。

图2生长季内增温对高寒草甸土壤呼吸排放比例影响

    上述结果表明，多年冻土土壤有机碳库具有一定的稳定性。通过对青藏高原典型多年冻土区（风火山）多年增温实验（OTC增温7年）的土壤、植被氮素含量及其稳定氮同位素测定，发现增温作用下，多年冻土植被及土壤不同组分的δ15N值均显著下降，而土壤粘粉粒组分的氮储量趋于增加，表明增温作用下青藏高原高寒草甸氮素积累高于其气体排放损失，促进其氮汇能力。此外，通过对比土壤137Cs活度的剖面分布发现，土壤137Cs在增温下总量没有发生变化而仅发生了下层迁移。结果表明增温增强了冻扰作用（冻土地区最为重要的成土机制），促进了冻土土壤氮素的迁移与稳定。这一结果同样揭示了土壤有机碳库稳定维持的三个机制：冻扰物理作用下向下迁移、增温增加表层土壤碳周转率而老碳相对较为稳定、广泛分布的铁络合作用形成的有机碳络合物化学固存等。

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