一、北京灵山草地土壤CO_2源汇和排放通量与温度湿度昼夜变化的关系（论文文献综述）
朱国栋[1]（2021）在《放牧和干旱对荒漠草原植被和土壤特征及温室气体通量的影响》文中认为荒漠草原分布范围广且面积较大,是草原向荒漠过渡的旱生性最强的草地生态系统,因此该生态系统对各种干扰活动具有较高的敏感性。近年来,由于受到全球气候格局的变化以及人类长期不合理利用的共同影响,使得该生态系统面临着严重的威胁,尤其是极端干旱和长期过度放牧利用的影响更为突出。在气候变化背景下,该生态系统的动态变化将深刻地影响着我国的畜牧业生产、区域甚至全球碳平衡以及生态系统服务功能。然而,当前关于荒漠草地生态系统各组分对极端干旱和自由放牧干扰的响应及其调控机制依然缺乏全面系统的认识。因此,本研究以内蒙古希拉穆仁荒漠草原为研究对象,于2014年和2016年分别建立放牧（自由放牧:FG,对照:CK）和极端干旱试验（生长季5-8月减雨66%:W1、6-7月减雨100%:W2、对照:CK）平台,结合野外调查取样和室内测量分析的方法,深入研究了极端干旱和长期自由放牧对该生态系统植被特征、土壤理化性质及温室气体通量的影响,并综合分析了温室气体通量的主要驱动因子。主要研究结果如下:（1）自由放牧显着降低了土壤含水量、全碳含量、有机碳含量和土壤碳氮比（C/N）,但显着增加了土壤的δ13C值、δ15N值、土壤容重和全氮含量。土壤δ13C值与有机碳含量存在显着的线性负相关关系,而土壤δ15N值与全氮含量存在显着的线性正相关关系。由于受采样时间的影响,只有W1极端干旱处理显着降低了土壤含水量;而土壤容重、有机碳含量、全氮含量、土壤碳氮比（C/N）、土壤的δ13C值和δ15N值对极端干旱的响应均不敏感。土壤δ15N值与其全氮含量存在显着的线性正相关关系,而土壤的δ13C值与有机碳含量不存在显着的线性相关关系。2015-2018年,植物群落地上现存量在整体上呈明显的季节和年动态变化规律,且自由放牧显着降低了植物群落地上现存量。（2）2015-2018年植物生长季高峰期,自由放牧显着降低了植物群落的盖度和高度,但对植物群落的密度和物种丰富度没有显着影响。放牧、年份及其交互作用对植物群落的Simpson优势度指数、Shannon-Wienner多样性指数和Margalef丰富度指数的影响均不显着,仅植物群落的Pielou均匀度指数在年际效应间表现出显着差异（P<0.05）。而在2018年生长季高峰期,两种极端干旱处理显着降低了植物群落的高度、盖度、密度和植物丰富度。同时,极端干旱明显改变了荒漠草原植物群落的物种组成,促使多年生根茎型及一二年生草本植物逐步成为主要优势种。W1和W2两种极端干旱条件显着降低了Margalef丰富度指数和Shannon-Wiener多样性指数;但对Pielou均匀度指数影响较小。（3）2017-2018年植物生长季,放牧和年份对土壤温度和土壤含水量均无显着影响,而土壤温度和含水量仅在年际间表现出极显着差异（P<0.01）;W1和W2极端干旱处理下土壤含水量较CK显着降低了27.65%和40.01%（P<0.05）,而极端干旱处理对土壤温度无显着影响,土壤温度只在年际间存在极显着差异（P<0.001）,（4）2017-2018年植物生长季,自由放牧条件下土壤CO2排放通量较对照分别显着降低了79.27%和69.36%;而放牧、年际及其交互作用对土壤CH4通量均无显着影响（P>0.05）。同时,极端干旱、年份及其交互作用均会对土壤CO2排放通量和CH4的吸收通量产生显着影响,并且两种极端干旱在两年中均显着降低了CO2的排放通量;而2017年两种极端干旱年显着降低了CH4的吸收通量,在2018年对CH4的吸收通量影响不显着。（5）2017和2018年植物生长季期间,放牧和极端干旱处理下土壤CO2和CH4通量与土壤含水量之间均存在显着的二次非线性回归规律（P<0.05）;除2017年CK处理下CO2和CH4通量及2018年FG处理下CH4通量与土壤温度的均无显着相关性外,其余两年中不同放牧处理下土壤CO2和CH4通量与土壤温度均存在显着的二次非线性回归规律（P<0.05）。不同极端干旱处理下土壤CO2通量与土壤温度之间均呈显着的指数相关关系,但不同极端干旱处理下土壤CH4通量与土壤温度之间无显着性关系。（6）放牧干扰通过降低土壤含水量和增加土壤全氮含量对CO2温室气体通量产生间接的抑制作用,同时主要通过降低土壤含水量间接抑制了土壤对于CH4的吸收。而由极端干旱引起的土壤含水量变化不仅对土壤CO2通量产生直接的抑制作用,还会通过降低物种丰富度对土壤CO2通量产生间接的抑制作用;而土壤含水量主要通过降低物种丰富度对土壤CH4通量产生间接的抑制作用。因此,在放牧和极端干旱对土壤温室气体的影响中,土壤含水量是一个关键的间接影响因子。综上所述,本研究以内蒙古希拉穆仁荒漠草原为研究对象,全面系统的阐明了自由放牧和极端干旱对植被、土壤特征和温室气体通量的影响,并进一步分析了含碳温室气体的调控机制。发现极端干旱和自由放牧在降低荒漠草原地上生物量、植物多样性和土壤养分的同时,会通过降低大气与土壤层面含碳温室气体的扩散减缓生态系统的碳损失,从而降低荒漠草原进一步退化的风险。
张婉颖[2]（2021）在《南极苔原卤甲烷和羰基硫源汇过程及机制》文中指出卤甲烷（氯甲烷、溴甲烷、三氯甲烷、四氯甲烷等）是重要的温室气体,是大气中Cl和Br自由基的主要载体,可以向平流层大气中传输卤素自由基,催化破坏平流层的臭氧。羰基硫（COS）是大气中丰度最高的还原性硫化合物,参与形成硫酸盐气溶胶并影响辐射平衡;COS通量也可用来评估陆地生态系统的初级生产力。近些年来,学者们对海洋、湿地、森林、草原和稻田等生态系统卤甲烷和羰基硫源汇通量变化规律、影响因素及机制等开展了广泛的研究,但是这些研究多集中于中低纬度地区,而在高纬度地区研究较少。南极是全球增温最剧烈的地区之一,拥有7.2万平方公里的无冰区苔原;全球变暖导致南极冰川融化,沿海无冰区苔原面积进一步扩大。然而,目前还未见有针对南极苔原卤甲烷和COS源汇过程及其机制研究的报道。此外,南极沿海苔原上栖息的大量企鹅、海豹等海洋动物的活动,对苔原生态系统卤素和硫生物地球化学循环过程产生了重要影响,特别是挥发性的卤甲烷和COS产生与消耗过程,进而可能影响当地的大气环境与组分。因此,在全球变化背景下,开展南极苔原环境卤甲烷和COS源汇过程及其机制的研究是十分必要的。本文选取了西南极法尔兹半岛和阿德雷岛作为研究区域,通过静态箱室法测定了南极普通高地苔原和典型海洋动物（企鹅、海豹等）聚居区苔原卤甲烷和COS的源汇通量,分析了苔原卤甲烷和COS通量空间变化特征及其影响因素,评估了其对区域大气化学组分的影响;系统采集了南极普通高地苔原、沼泽苔原、企鹅与海豹聚居区及其邻近的苔原土壤样品,通过室内模拟土壤温度和水分梯度培养实验、冻-融培养实验、有氧/厌氧培养实验以及热灭菌培养实验等,研究了南极苔原生态区土壤在不同环境条件下卤甲烷和COS通量变化特征;探究了苔原土壤卤甲烷和COS的产生与消耗过程及其机制;综合讨论了全球变化背景下典型海洋动物活动和环境因子,对南极苔原土壤卤甲烷和COS源汇通量的影响及其生态环境效应。主要研究内容和研究结果如下:（1）南极苔原卤甲烷（氯甲烷和溴甲烷）源汇过程及机制通过野外静态箱法和室内土壤培养实验相结合,探究了苔原卤甲烷源汇过程及其机制。野外观测结果表明:南极普通高地苔原由于土壤和苔藓植被的综合作用表现为 CH3Cl 的排放源（46±11 nmol m-2 d-1）,而企鹅（-110±7 nmol m-2 d-1）和海豹（-52±2 nmol m-2 d-1）聚居区苔原表现为CH3Cl的自然汇。室内土壤培养实验结果表明:苔原土壤是CH3Cl（-18.1～-2.8pmol g-1 d-1）和CH3Br（-1.32～-0.24pmolg-1d-1）的汇。普通高地苔原土壤对卤甲烷的消耗速率显着高于企鹅与海豹聚居区及其邻近的苔原土壤。海洋动物活动显着提高了土壤中有机质和卤素等海洋性元素的浓度,促进了土壤中卤甲烷的产生速率,进而减弱了其汇的强度。热灭菌和厌氧培养实验发现苔原土壤均由CH3Cl汇转变成净排放源,表明苔原土壤对CH3Cl的吸收主要受微生物氧化过程调控,而卤甲烷的产生是不需氧的、非生物的地球化学过程。总体上,南极苔原土壤对卤甲烷的吸收速率大于产生速率,表现为卤甲烷净汇。土壤水分含量为20%-35%时,CH3Cl和CH3Br吸收速率最大。冻融循环模拟实验表明,随冻融循环次数增加,冻结期间CH3Cl产生速率逐渐降低,融化期间吸收速率逐渐增加。温度梯度土壤培养实验表明,温度增加促进了普通苔原土壤卤甲烷的吸收,全球变暖会持续放大南极苔原对卤甲烷的吸收效应。（2）南极苔原三氯甲烷产生过程及机制通过野外静态箱室法观测了企鹅与海豹聚居区苔原和普通高地苔原三氯甲烷（CHCl3）通量,并进行了一系列室内土壤培养实验,结果表明:南极苔原是CHCl3的自然源（35±27 nmol m-2 d-1）。企鹅聚居区苔原CHCl3排放通量（66±20 mmolm-2 d-1）显着高于普通高地苔原和海豹聚居区苔原。室内土壤培养实验表明:受企鹅活动影响的苔原土壤CHCl3产生速率最高（3.5～7.5 pmolg-1 d-1）,是普通高地苔原土壤的3～6倍。CHCl3排放速率与土壤湿度、TOC和Cl含量呈显着正相关（p<0.05）,与pH呈显着负相关（p<0.05）。厌氧和热灭菌培养实验表明,苔原土壤CHCl3的产生是微生物调节的、需氧生化反应过程,同时受土壤pH值、透气性以及水分含量的影响。企鹅活动向其聚居区苔原土壤输入了大量的有机质、氯离子等,改变了苔原土壤理化性质,影响土壤微生物丰度及其代谢活性,从而促进了微生物调控的CHCl3产生过程。温度梯度和冻融循环培养实验表明,温度低于0℃下,CHCl3产生速率相对于4℃降低了 70%,但仍为CHCl3的源。考虑到CHCl3排放的季节变化,估算得到南极苔原每年向大气中排放约0.1 Gg CHCl3,是当地大气中CHCl3重要排放源。（3）南极苔原四氯甲烷消耗及其生命周期估算通过结合野外静态箱室法和室内苔原土壤培养实验,量化了苔原CCl4通量,估算了其生命周期。结果表明:南极苔原是CCl4的自然汇（-2.8±0.5nmolm-2d-1）;不同苔原土壤对CCl4吸收速率没有显着差异（p>0.05）。CC14吸收速率与土壤温度、土壤水分、pH、TOC、TP、TN和C1含量均无显着的统计学相关性（p>0.05）。热灭菌处理后,苔原土壤对CCl4的吸收均显着增加;厌氧培养实验结果显示南极苔原土壤均为CC14的弱排放源,综合分析表明,南极苔原土壤对CC14的吸收降解需要氧气,但不需微生物调节的地球化学过程。南极苔原每年约从大气中吸收降解约12吨CC14。进一步拓展计算表明,CC14对土壤的偏生命周期约为369年,支持了 CCl4大气生命周期被低估的新观点。（4）南极苔原羰基硫产生与消耗过程及机制通过野外静态箱室法和室内土壤培养实验相结合,探究了苔原COS产生与消耗过程及机制。结果表明:南极普通高地苔原是大气中COS的汇（-0.97±0.57 pmol m-2s-1）,海豹（0.87 ± 0.69 pmol m-2s-1）和企鹅（1.35±0.38 pmol m-2s-1）聚居区苔原是COS的源。COS产生速率与土壤水分、TOC、TN、TP和TS呈显着正相关（p<0.05）。厌氧和热灭菌土壤培养实验结果显示南极苔原土壤均为COS排放源,海洋动物聚居区及其邻近苔原土壤COS排放速率显着增加,表明COS的消耗是苔原地表植被和土壤中微生物的新陈代谢过程所致;COS的产生是非生物的、不需氧气的地球化学过程。企鹅与海豹等海洋动物向聚居区苔原土壤输入了大量有机质和海洋源硫,促进了土壤COS的非生物产生过程。海洋动物聚居区苔原土壤COS产生速率与土壤温度呈显着正相关（p<0.05）,企鹅活动提高了苔原土壤COS排放过程的温度敏感性（Q10=1.68）。土壤COS通量最高占整个苔原通量的50%左右,因此在利用COS通量估算苔原生态系统初级生产力时,需测量土壤COS通量并加以校正。
黄芬[3]（2020）在《漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制》文中指出陆地碳酸盐风化形成的大气CO2净汇是4.77亿t C a-1,随着土地利用的改变及降雨的增加,还可能增加9.8%17.1%。但是,人类活动带来的硝酸和硫酸及其对碳酸盐的溶解在碳汇计算中需加以扣除。我国平均氮肥输入量巨大,它能促进土壤有机质的分解或累积,促进土壤CO2的产生及排放,对岩溶碳循环有间接的调控作用。当氮肥的施用量大于植物吸收量时,过量的氮肥输入会发生硝化作用产生硝酸,通过对碳酸盐的溶蚀直接参与岩溶碳循环。但是这种间接或直接作用有多大,对岩溶碳汇的影响如何,富钙偏碱的岩溶土壤对氮肥输入如何响应,氮在流域土壤-岩溶表层带-地下水系统的迁移与转化及其对岩溶碳循环的影响等问题还有待进一步研究。因此,本研究设置了一系列不同施氮浓度的盆栽模拟实验,结合自然流域地下水的观测,开展了氮对石灰土碳循环强度的影响及其源汇效应、石灰土-地下水中氮对岩溶碳循环的影响、流域尺度氮迁移转化及其参与岩溶碳循环的机制研究,发现以下主要结论:1.不同施氮浓度的盆栽模拟实验研究发现,氮肥对土壤CO2的提高作用为10.5%30.6%,试片溶蚀速率提高了1.83.6倍。土壤呼吸速率也随施肥量增加而提高,平均值为26.9748.95 mgC m-2h-1,比不施肥的提高了7%60%。施肥导致土壤碳源汇量均增加,随施氮量的增加,汇/源比从0.44%上升到0.91%。2.石灰土存在碳酸溶解碳酸钙、硝酸溶解碳酸钙和阳离子交换三种酸缓冲机制。较低浓度的氮肥(100 kgN ha-1a-1)主要通过增加土壤CO2的浓度间接参与岩溶碳循环,硝化产酸全部由阳离子交换缓冲,土壤碳酸钙溶蚀全部来自土壤CO2。在施肥浓度为250700 kgN ha-1a-1时,45%的H+直接参与碳酸钙的溶蚀,55%的H+被阳离子交换缓冲。渗漏液δ13CDIC受控于土壤CO2分压而不是硝化作用的强弱。3.漓江流域地下水无机碳和钙、镁浓度随NO3-浓度的增加而增加,三者来源于碳酸溶蚀碳酸盐、硝酸溶蚀碳酸盐和阳离子交换三个过程。在人为输入的NO3-<0.20.3 mmol L-1时,以植物充分吸收氮素,刺激微生物呼吸和有机质矿化,增加土壤CO2溶蚀碳酸盐为主;NO3->0.3 mmol L-1,以硝酸溶蚀或阳离子交换为主。地下河HCO3-浓度与δ13CDIC均受CO2分压控制。4.同位素端元法计算地下河硝酸溶蚀碳酸盐的平均值为4.34%,水化学平衡法计算结果为8.83%,这4.49%的差值可能全部为阳离子交换造成。研究结果有助于完善岩溶动力系统碳氮耦合循环理论,为准确计算氮肥施用对岩溶碳循环和岩溶碳汇的影响提供数据支撑,同时为合理利用氮肥减少氮污染提供科学支持。
蒲敏[4]（2020）在《西南岩溶石漠化治理区土壤CO2、CH4的变化特征及其碳汇效应 ——以重庆南川区为例》文中认为全球气候变化和岩溶生态系统碳循环均与CO2、CH4的排放密切相关,喀斯特石漠化治理区土壤中CO2、CH4的产生与排放是岩溶生态系统碳平衡的重要构成部分,研究它们的变化特征对于确认陆地遗漏碳汇及其大小具有重要意义。本研究选取西南岩溶石漠化典型地区-重庆市南川石漠化治理示范区为研究区域,分为石漠化治理试验区（杨树林YSL、花椒林HJ、金银花地JYH、坡改梯PGT）和未经治理的对照区（荒地HD、弃耕地QGD、非坡改梯FPGT）。采用L型PVC管自制装置监测土壤剖面中的CO2、CH4,使用静态箱监测地表土壤排放的CO2、CH4,对比分析土壤剖面CO2、CH4浓度与地表CO2、CH4排放通量在季节尺度和日尺度的变化特征及其影响因素,同时通过采用标准石灰岩溶蚀试片法测定试验区和对照区各样地岩溶碳汇量,探讨石漠化治理方式的不同对岩溶碳汇产生的影响。主要研究结论如下:（1）各样地土壤不同深度CO2浓度季节差异明显,夏>秋>春>冬。对照区土壤CO2浓度年均值比试验区大(1785.59 mg·m-3),各样地从大到小为:弃耕地>金银花>荒地>杨树林>花椒林>非坡改梯>坡改梯。土壤CO2浓度年均值随深度的增加总体表现为先增大而后减小（20cm>10cm>50cm）。土壤CO2浓度季节变化的主要影响因素依次为土壤含水率、土壤温度和气温。各样地土壤不同深度CH4浓度季节差异不明显,各深度CH4浓度介于0.17～2.51 mg·m-3。试验区和对照区各样地土壤CH4浓度年均值相差很小,从大到小为:花椒林>金银花>荒地>非坡改梯>弃耕地>坡改梯>杨树林。土壤CH4浓度年均值随深度的增加总体表现为先逐渐减小而后明显增大（50cm>10cm>20cm）。土壤CH4季节变化的主要影响因素依次为土壤温度、气温和土壤含水率。石漠化治理区坡改梯不同深度土壤CO2浓度在夏季的日变化无规律性,各深度均在18:00出现最大值,在3:00出现最小值。土壤CO2浓度日均值随深度的变化表现为10cm>20cm>50cm,随土壤深度增加而减小。影响土壤CO2浓度日变化的重要因素或为温度。不同深度CH4浓度在一天中随时间的动态变化也没有统一的变化规律,最小值在15:00土深50cm处(1.36 mg·m-3),最大值在18:00土深10cm处(1.64 mg·m-3)。土壤CH4浓度日均值随深度的变化表现为20cm>10cm>50cm,表层土壤大于深层土壤。影响土壤CH4浓度日变化的重要因素或为土壤温度。在一年的观测期内,各样地10cm、20cm和50cm的土壤CO2浓度与土壤CH4浓度均呈负相关,CO2浓度增大时,CH4浓度减小,反之亦然。对照区的相关性比试验区更显着,相关性更强,尤其对照区20cm处两者呈极显着负相关。在昼夜观测期内,10cm处CO2浓度与CH4浓度呈显着正相关,20cm、50cm处CO2浓度与CH4浓度的相关性较弱,50cm深处两者趋向负相关,20cm处两者趋向正相关。（2）试验区和对照区各样地有草覆盖下地表CO2通量整体表现出明显的季节差异,夏>秋>春>冬,夏季为其余各季节的1.5到8倍。总体上试验区和对照区均表现为CO2的排放源。试验区地表CO2排放通量年均值小于对照区,各样地CO2排放通量年均值从高到低为:荒地>坡改梯>金银花>杨树林>弃耕地>非坡改梯>花椒林。地表CO2通量季节变化的主要影响因素是气温、土壤温度、土壤含水率和土壤CO2浓度。地表CH4通量季节之间差异不大,呈现两个吸收峰（12月到次年2月和7月到9月）。全年来看试验区和对照区地表土壤均表现为大气CH4微弱的吸收汇,吸收汇:荒地>金银花>弃耕地>杨树林,排放源:坡改梯>花椒林>非坡改梯。地表CH4通量季节变化的重要影响因素或是土壤有机碳含量和土壤含水率。坡改梯地表土壤在采样日表现为CO2的排放源,有草、无草覆盖下CO2排放通量日变化具有明显规律性,呈“V”型变化趋势,最高值和最低值出现在15:00和6:00。地表CO2排放通量与土壤CO2浓度呈极显着正相关,影响地表CO2排放通量的主要因素为土壤CO2浓度。有草、无草覆盖下地表土壤CH4通量的日变化也具有明显规律性,呈双峰型变化趋势,采样日地表CH4通量总体为正通量,土壤为CH4的排放源,释放CH4为主。地表CH4通量日变化与土壤CH4浓度相关程度较低,基本不相关。在一年的观测期内,除了金银花、坡改梯和荒地外,各样地有草、无草覆盖下的地表CO2通量与地表CH4通量均趋向负相关,未达显着水平。试验区坡改梯地表土壤CO2通量与地表CH4通量的日变化趋向正相关关系。坡地改为梯田可能会增加地表土壤CO2和CH4在夏季的日排放,使土壤对CH4的吸收减少。（3）各样地岩溶溶蚀速率随土壤深度增加未呈现统一的变化规律,最大值出现在杨树林地土下20cm深处(48.75mg·cm-2·a-1),最小值出现在非坡改梯地土下10cm深处(-5.10mg·cm-2·a-1)。按岩溶碳汇量从高到低排序,各样地依次为:弃耕地>杨树林>花椒林>金银花>坡改梯>荒地>非坡改梯。经过石漠化治理后,试验区单位面积CO2消耗量比对照区增加2.14mg·cm-2·a-1,试验区岩溶碳汇量增加了4.97 mg·cm-2·a-1。试验区土壤CO2含量与溶蚀速率呈正相关且显着,对照区土壤CO2含量与溶蚀速率为正相关但不显着,试验区溶蚀速率的重要驱动力之一为土壤CO2浓度。试验区各样地土壤CO2浓度变大,能使土壤中有更多CO2加入岩溶作用,土下溶蚀速率也随之提高,岩溶区石漠化治理起到了推动岩溶碳汇的作用,碳汇效应较强,杨树林和花椒林影响最大,金银花次之,坡改梯影响较小。
原文文[5]（2020）在《华北低丘山地人工林生态系统甲烷通量变化特征及其影响机制》文中提出研究森林CH4通量变化过程与源汇转换格局是森林生态学、应用气象学及全球变化研究等相关学科及领域共同关注的重要科学主题。华北低丘山地地处暖温带气候区,因其特殊的地理位置和气候特征,一直是我国林业生态工程建设的重点区域之一,迄今为止该地区森林CH4通量变化及其控制机制的研究至今未见详尽的文献报道。因此,研究该地区人工林生态系统CH4通量变化特征、源汇转换过程及其影响机制,测算累计通量及其增温潜势,尤具重要科学价值和实践意义。基于闭路式涡度相关法（Close Path Eddy Covariance,CPEC）观测森林生态系统CH4通量的数据处理与质量控制技术及其理论依据还存在一定不确定性。需要根据具体下垫面情况,量化关键技术参数不确定性,评价数据质量,才能进行数据应用,而目前国内外相关研究报道缺乏。本研究于2016.7-2019.11期间,以华北南部低丘山地栓皮栎-侧柏-刺槐人工林生态系统为研究对象,在研究了解实际观测区域湍流运动特征的工作基础上,从流速、延迟时间和平均计算周期等方面,定量分析CPEC法观测CH4通量数据不确定性,进行数据质量评价,优化数据观测技术体系。采用优化后的CPEC系统,结合开路式涡度相关法（Open Path Eddy Covariance,OPEC）,获取CH4通量观测数据,进一步研究CH4通量变化特征和影响机制,并了解源、汇转换过程,探讨CH4累积通量及其相对增温潜势,旨在为森林CH4通量长期定位观测提供技术支撑,为估算暖温带气候区人工林生态系统CH4收支、人工林应对气候变化提供科学依据,为进一步深入评价华北山区林业生态工程生态效应提供基础数据。主要结果如下:（1）大气湍流谱分析表明闭路涡度相关系统（CPEC）观测数据的质量满足涡度通量高频响应的观测需求以及湍流协方差基本理论的适用条件。晴天不同稳定状态下,风速、温度、CO2、H2O、CH4功率谱在惯性副区的斜率满足-2/3和-5/3,协谱满足-4/3斜率,仪器能很好的响应高频信号,能够符合通量观测的基本要求。以OPEC观测系统为准标准,对CPEC系统在不同流速观测得的原始10Hz数据进行的谱分析,发现合适的流速范围是大于31.5L·min-1,最合适流速为35.5L·min-1,仪器10Hz采样频率合理;并计算不同合适流速下CPEC系统的延迟时间,与OPEC观测系统相比,平均延迟时间为8-9s,经延迟校正后CPEC系统数据质量比较高。在今后通量观测试验中两系统可以作为并行观测互相弥补的观测技术手段。在本研究区下垫面情况下,平均计算周期为60min、15min的CH4通量数据分别较适合于研究月及其以上尺度、日及其以下尺度CH4通量变化特征。（2）利用footprint模型分析不同风向上通量源区的分布,结果表明观测所得数据在任何风向上均能较好地观测迎风向上的通量源区,所观测得到的数据具有较好的空间代表性。无论是在生长季还是在非生长季,不稳定状态下的源区面积均小于稳定状态,非生长季源区面积大于生长季。通量源区日变化分布具有非均匀性,白天的通量源区面积大于夜间,在中午时面积最小。（3）该人工林生态系统CH4通量有明显的日变化和季节变化规律。观测期间内各月CH4通量的月平均日变化为单峰趋势,白天CH4通量值为正,为CH4源,夜间CH4通量值为负,变化不明显。生长季CH4通量日平均最大值均低于非生长季。月平均日最大CH4通量值出现在3月,最小值出现在10月。不同时期的典型晴天和雨天CH4日变化特征发现:生长季和非生长季中晴天均具有明显日变化,雨天的日变化趋势多变,生长季中雨天的最大通量值明显低于晴天,生长季和非生长季的交接时期,雨天日变化不明显,而在非生长季与晴天变化趋势一致;人工林CH4通量具有明显的季节变化。3月份通量值达到全年最高高峰,6月达到全年第一个低峰,在10月降低到全年最低峰。华北低丘山地人工林是一个大气CH4源,CH4通量年排放量为2017年>2018年>2019年>2016年,主要原因是2016年降水量最大,约为2017年的2倍。研究降雨前、中、后期的CH4通量日变化特征发现,降雨对其有滞后效应,滞后期约3天左右,同时,降雨还会改变CH4日通量源/汇的短暂转换。降水强度和降水频率导致观测的CH4年通量结果不同。（4）基于PCA和RDA分析显示不同水热因子对CH4通量的影响存在显着差异。年尺度上,各水热因子与CH4通量均呈显着相关。但日尺度上,夏、冬两季,大气温度、相对湿度、净辐射和光合有效辐射均与CH4通量有显着相关关系,不同深度的土壤温度和土壤含水量与CH4通量均有一定的相关性,其中0-5cm土壤含水量与CH4通量的相关性最高,其次是5-10cm土壤温度。而降雨量对CH4通量的影响比较复杂。分析自然连续降雨（2016年10月19日-28日;2017年10月1日-15日）的不同时期各水热因子与CH4通量的关系显示:降雨前期,大气温度、净辐射、各层土壤温度与CH4通量有显着正相关,各层土壤含水量均与CH4通量有显着负相关;降雨影响期,相对湿度、净辐射、各层土壤温度以及10-20cm土壤含水量对CH4通量有显着负相关,只有5-10cm土壤含水量与CH4通量有显着正相关;降雨滞后期,CH4通量与气温、净辐射和0-5cm土壤温度对具有显着正相关关系,与相对湿度、10-15cm、15-20cm土壤温度和5-10cm、10-20cm土壤含水量具有显着负相关关系;降雨中期,相对湿度和各层土壤含水量正相关极显着,气温和各层土壤温度对CH4通量显性负相关;降雨末期,CH4通量与气温、净辐射和0-5cm土壤温度具有显着正相关关系,与相对湿度、10-20cm土壤含水量具有显着负相关关系。通过路径分析各主要影响的水热因子与CH4通量的综合效应,降水量、大气温度、净辐射、5-10cm土壤温度和相对湿度是影响CH4通量的主要因子,其对CH4通量的路径系数分别为0.61,0.58,-0.49,0.24,0.11,其中净辐射对其呈显着负相关关系。光合有效辐射和5-10cm土壤含水量对CH4通量的路径系数分别为0.05和0.02,影响相对较小。同时,净辐射和降雨量分别通过大气温度、土壤含水量等间接对CH4通量产生影响（5）本人工林生态系统春、夏、秋、冬四个季节的甲烷累积通量分别为0.03、0.021、0.012、0.019 kg·hm-2,占全年的比例为33.37、26.82、4.53和25.28%,其相对温室潜势分别为0.728 kg·CO2·hm-2、0.588 kg·CO2·hm-2、0.308 kg·CO2·hm-2和0.56 kg·CO2·hm-2,其年累积通量为0.078 kg·hm-2·a-1,该人工林生态系统甲烷气体的相对温室潜势为2.184kg·CO2·hm-2。
宋立全[6]（2020）在《三江平原三种河岸带湿地N2O通量时空变化及其影响因子》文中研究指明氧化亚氮（N2O）是一种重要的温室气体,在全球气候变化、臭氧层破坏以及酸沉降方面起到了很关键的作用。河岸带沼泽湿地在调节大气中N2O浓度方面起着重要作用。本研究采用静态暗箱-气相色谱法,于2015年10月～2016年10月沿着三江平原河岸带小叶章沼泽化草甸湿地（Calamagrostis angustifolia swamp meadow marsh,CASMM）,交错带湿地（Ecotone wetland,EW）和臌囊苔草湿地（Carex Schmidtii Meinsh.Marsh,CSMM）,在非生长季（2015年10月～2016年4月）、生长季（2016年5月～10月）、冻融循环期（FTCs,2016年3月～4月）以及全年（2015年10月～2016年10月）期间在三江平原河岸带CASMM,EW和CSMM系统考察了N2O通量的源汇、时空变化特征及其影响因素。主要研究结果如下:（1）阐释了河岸带沼泽湿地N2O通量在不同时期的变异规律。在非生长季,三种河岸带沼泽湿地呈现出从2015年10月底～2016年3月所有采样时间内均为N2O吸收通量的特点,而在2015年10月中旬和2016年3月～4月采样期间则为N2O排放通量的特点。三种河岸带沼泽湿地整体N2O通量的最大排放峰值和最大吸收峰值分别在秋季和冬季的CASMM中被观测到。在非生长季,三种河岸沼泽湿地N2O平均通量表现为CASMM（-18.58 μg m-2 h-1）>EW（-10.39 μg m-2 h-1）>CSMM（-2.72 μg m-2 h-1）;统计分析显示在非生长季,CASMM,EW和CSMM三种河岸带沼泽湿地N2O通量的变化的差异性显着（P<0.001,n=33,2000迭代）。在生长季,三种河岸带沼泽湿地N2O平均通量表现为 CASMM（17.32 μg m-2 h-1）>EW（15.47μg m-2 h-1）>CSMM（-8.03μg m-2 h-1）,并且三种湿地N2O通量的变异性为显着性差异（P<0.001,n=33,2000迭代）。在三种河岸带沼泽湿地中,生长季N2O通量的最大排放峰值和最大吸收峰值都在2016年秋季被观测到,分别发生在CASMM和CSMM中。在FTCs过程中,三种河岸带沼泽湿地N2O平均通量总体上呈现出 CSMM（27.35±27.44 μg m-2 h-1）>EW（23.36±27.94 μg m-2 h-1）>CASMM（11.67±47.81μg m-2 h-1）;在FTCs过程中,三种河岸带沼泽湿地N2O的最大排放峰值和最大吸收峰值分别在CASMM中的3月和4月被监测到。统计分析表明,在FTCs过程中,三种不同类型河岸带沼泽湿地N2O通量差异性显着（P<0.001,n=15,10000迭代）。在全年,三种河岸带湿地N2O年平均通量表现为CSMM（-5.60±11.30 μg m-2 h-1）>EW（2.39±18.57 μg m-2 h-1）>CASMM（-0.88±11.26 μg m-2 h-1）,并且三种河岸带湿地N2O通量差异性不显着（P>0.05,P=0.858,n=22）。（2）探究了河岸带沼泽湿地N2O通量在不同时期的影响因子。在非生长季,CASMM,EW和CSMM中N2O通量的影响因子分别是大气温度和0～10 cm 土壤NH4+-N含量;大气温度;大气温度和10～20 cm 土壤体积含水率。在生长季,CASMM中N2O通量的影响因子是30～40 cm 土壤NH4+-N含量;EW中N2O通量受到多种环境变量交互影响;CSMM湿地N2O通量的影响因子是20～30 cm 土壤NH4+-N含量和0～10 cm 土壤NO3--N含量。在FTCs过程中,土壤NH4+-N和土壤NO3--N含量是CASMM中N2O通量的主要影响因子;然而,EW和CSMM在FTCs过程中N2O通量的影响因素是不确定的,可能受到多种环境变量的交互作用,需要进一步研究。在全年,大气温度、30～40 cm 土壤NH4+-N含量是CASMM中N2O通量变化的主要影响因子;大气温度是EW中N2O通量变化的主要影响因子;然而,CSMM中N2O通量变化可能受到多种环境要素的交互作用影响。（3）揭示了河岸带沼泽湿地在不同时期的N2O通量源汇问题。在非生长季,整个河岸带沼泽湿地三种湿地呈现为N2O的汇;在生长季,整个三种河岸带沼泽湿地表现为N2O的源。CASMM和EW在非生长季成为N2O的汇,在生长季却转化为N2O的源;CSMM在非生长季和生长季均呈现为N2O的汇。在FTCs过程中,三种河岸带沼泽湿地均表现为N2O通量潜在的源。三种河岸带沼泽湿地整体在全年和冬季均是N2O的汇,在春、夏、秋季均为N2O的源。然而,在全年,CASMM和CSMM是N2O的汇,EW是N2O的源;但是,三种河岸带沼泽湿地随季节变化呈现N2O通量源汇的变化。（4）在三种河岸带湿地中,CASMM,EW和CSMM在非生长季N2O排放通量在全年N2O排放通量的影响率分别为43.33%,41.27%和77.22%。CASMM,EW和CSMM在生长季N2O排放通量在全年N2O排放通量的影响率为56.67%,58.73%和22.78%。另外,冻融循环期间CASMM、EW和CSMM N2O排放通量在全年N2O排放通量的影响率分别达到 28.47%,29.42%和 62.46%。本研究依托中国最大的淡水沼泽湿地-三江平原河岸带沼泽湿地,系统全面的揭示了三江平原河岸带湿地N2O通量在非生长季、生长季、土壤冻融循环过程和全年的时空变化规律及源汇问题;明确不同时期不同河岸带湿地类型N2O通量变化的影响因子。本研究为今后三江平原河岸带N20通量的研究奠定了基础,并可为湿地的开发与保护提供科学的依据。
何方杰[7]（2019）在《青海隆宝滩湿地CH4和CO2通量特征及影响因素研究》文中研究指明湿地是地球陆地表面碳密度最高的生态系统,在全球碳循环中发挥着重要作用。高寒湿地作为青藏高原上特殊的生态系统类型,由于其处在“低纬度、高海拔”的特殊地理位置,气候条件特殊,对气候变化响应较为敏感,使得高寒湿地极具研究价值。本研究以青藏高原中部的隆宝滩湿地为研究对象,该地区海拔高度超过4100 m,11月到翌年5月湿地一直处于冰封期,土壤冻结,积雪覆盖、温室气体的排放量低且难以测定,因此在2017年和2018年的5—11月的生长季节,采用便携式温室气体分析仪对隆宝滩湿地内不同区域的甲烷（CH4）和二氧化碳（CO2）通量进行原位观测,分析了CH4和CO2通量的时空变化规律,探讨相关环境因子与土壤温室气体的关系,评估隆宝滩湿地温室气体的排放差异及不确定性。研究结果和初步结论如下:（1）温室气体日变化特征显示,隆宝滩湿地中湿地区域（WA）和过渡带区域（TA）是CH4的排放源,在生长旺季（7—9月）CH4通量的日变化特征为单峰型,峰值出现在午后（14:00—15:00）,在平坦地区域（FA）,其日变化特征不明显,数值为负值,表现为CH4的“汇”。湿地、过渡带、和平坦地区域均为CO2的排放源,CO2的日排放均值大小顺序为平坦地区域>过渡带区域>湿地区域。在夏季（7月和8月）,CO2排放通量日变化特为单峰型,其他月份的日变化特征较不明显。（2）2个观测期的数据显示,3个区域的CH4和CO2通量均有明显的季节变化特征。湿地和过渡带区域的CH4通量排放峰值在2017年多出现在夏季,在2018年大多出现在秋季,平坦地区域的CH4吸收通量峰值在2017年和2018年均出现在夏季（8月）。湿地、过渡带和平坦地区域的CH4通量均值分别为971.5、763.56和-9.73μg?m-2?h-1。2个观测期内CO2排放通量的季节变化模式相似,在初春和夏季出现排放峰值,秋季排放通量较低。CO2排放通量有相同的空间变化规律,即CO2排放通量的大小顺序均为平坦地区域>过渡带区域>湿地区域,2个观测期的通量均值分别为700.57、619.60和415.42 mg?m-2?h-1。（3）温室气体与环境因子的Pearson相关分析结果表明,2017年隆宝滩湿地不同区域的CH4通量与土壤温度显着相关（p<0.05）,而2018年不同区域的CH4通量与土壤温度相关性不强（p>0.05）,结合Q10值来看,2017年湿地CH4通量对土壤温度的敏感性要高于2018年,表明2个观测期内的CH4通量对土壤温度的响应存在着较大的差异。2个观测期的CO2排放通量均与土壤湿度呈负相关关系（p<0.05）,表明沿湿地水位分布梯度的尺度上,CO2排放量的大小与水位表现出负相关关系。2个观测期不同区域的CO2排放通量均与土壤温度呈显着正相关（p<0.05）,表明土壤温度是影响CO2排放的重要因子。（4）在2个观测期间,CH4年累积排放量的大小顺序均为湿地区域>过渡带区域>平坦地区域,其年累积排放量分别为7.791、5.992、-0.08 g?m-2,平坦地区域CH4年累积排放量分别与湿地和过渡带区域有显着差异（p<0.05）。CO2的年累积排放量的大小顺序为平坦地区域>过渡带区域>湿地区域,其年累积排放量分别为6384.6、5051.0、4360.6 g?m-2,3个区域间的CO2年累积量无显着差异（p>0.05）。在100年的尺度上,平坦地区域温室气体（CH4+CO2）导致的增温潜势最大,过渡带区域次之,湿地区域最小,3个区域总体表现为温室气体的源,即能增强变暖趋势。
宋娅妮[8]（2018）在《西北内陆干旱区5种栽培草地温室气体的排放特征》文中研究表明陆地生态系统作为温室气体的源和汇,在全球气候变化中起着至关重要的作用。西北内陆干旱区是我国栽培草地的主要生产基地,本研究以一年的单播草地黑麦、多年生的单播草地无芒雀麦和苜蓿及多年生苜蓿的混播草地苜蓿*无芒雀麦与苜蓿*高羊茅5种栽培草地为实验组,天然草地为对照组,于2016至2017年连续两年测定生长季内三种主要温室气体（CO2、CH4、N2O）的排放通量。确定草地在不同生长季温室气体的排放通量及变化特征,分析土壤理化性质不同季节的变化规律。明确土壤理化性质、水热条件及地上生物量与温室气体之间的关系,得出影响不同草地温室气体排放的主要因子。本研究可以明确不同栽培草地与天然草地在整个生长季,CO2、CH4、N2O的排放规律与特征,为减排提供合理的科学数据,同时对干旱区盐碱地的改良具有一定的指导作用。主要研究结果如下:（1）不同草地在整个生长季CO2与N2O均为排放源;5种栽培草地均表现为CH4的吸收状态,而天然草地CH4具有吸收与排放两种状态,且在不同年际间存在显着性差异。三种温室气体在生长季的排放通量有相同的单峰趋势,即5、6月份上升,7月份达到最大值,8、9月份下降。（2）整个生长季内,多年生混播草地与天然草地2016年CO2的排放通量显着低于2017年（P<0.05）,一年生的单播黑麦草地年际间无显着差异。所有草地2016年CH4的吸收通量均显着低于2017年（P<0.05）;一年生的单播黑麦与多年生的单播苜蓿草地2016年N2O的排放通量显着低于2017年（P<0.05）;以CO2为当量计算,除了无芒雀麦与苜蓿两种多年生单播草地2016年显着低于2017年（P<0.05）,其他的栽培草地与天然草地均无显着性差异。（3）表层土壤温度5cm与CH4的排放呈极显着负相关,与CO2和N2O的排放呈显着正相关,不同土层（0-10cm、10-20cm、20-30cm）含水量与三种温室气体的排放显着正相关。CO2排放通量对水热条件的响应比CH4和N2O更敏感,。当土壤含水量在15-25%且温度在12-20℃范围时,CO2和N2O排放通量随土壤水分和温度的增加而增加;不同草地土壤呼吸对土壤温度变化的响应不同,其中一年生的黑麦草地最敏感,其次为多年生单播草地。（4）不同年际间土壤理化指标无明显变化,多年生草地土壤有机碳（SOM）和全氮（TN）含量高于一年生草地。土壤pH值和土壤饱和导水率（COND）是所有草地影响温室气体排放的共同因子,TN是多年生的单播苜蓿及苜蓿混播草地温室气体排放的共同影响因子。三种温室气体的排放通量与地上生物量呈线性正相关。（5）草地增温潜势有以下规律:黑麦<苜蓿*高羊茅<苜蓿*无芒雀麦<天然草地<无芒雀麦<苜蓿,一年生单播草地和多年生苜蓿混播草地可以降低土壤的增温潜势,多年生的单播草地增加了土壤的增温潜势。2016年黑麦、苜蓿*高羊茅、苜蓿*无芒雀麦、三种草地的增温潜势比天然草地分别降低了39.62%、23.83%、18.61%,无芒雀麦和苜蓿分别增加了1.81%和6.87%;2017年黑麦、苜蓿*高羊茅、苜蓿*无芒雀麦三种草地增温潜势比天然草地分别降低了40.40%、6.48%、4.37%,无芒雀麦和苜蓿分别增加了6.98%和10.77%。
陈哲[9]（2016）在《季节性冻土区生态系统土壤温室气体排放研究》文中研究指明季节性冻融是广泛分布于北半球陆地生态系统中的一种重要自然现象,深刻影响着寒冷地区土壤碳、氮生物化学过程。在气候变化背景下,冻融格局改变对冻土区土壤温室气体排放的影响及反馈已成为生态学研究的一个热点。然而,目前绝大部分关于季节性冻土区土壤温室气体排放的研究集中于植物生长季,非生长季温室气体排放数据缺乏,且冻融作用对温室气体排放的影响机制仍不清楚。探明非生长季,特别是土壤冻融交替过程中,温室气体的排放特征及影响通量的作用机制,对评估季节性冻土区土壤温室气体排放的温室效应,计算土壤碳氮收支,理解冻融事件对土壤养分循环的影响,预测气候变化可能造成的生态影响,具有重要的科学意义。围绕中国东北松嫩平原四种典型季节性冻融生态系统（水稻田、玉米田、天然林、人工林）土壤温室气体排放,我们开展了持续20个月的野外原位监测,利用“静态箱-气相色谱”的方法,测定了完整季节冻融周期内土壤N2O、CO2、CH4通量动态;通过提高关键期采样频率的方式,重点考量了初冬和初春冻融交替过程中土壤温室气体的排放特征;同步测定了非生长季气候因子、土壤环境、土壤养分和土壤微生物的变化;此外,利用结构方程模型的统计方法,分析了生物、非生物因素对非生长季土壤温室气体排放的影响。结果表明:（1）季节性冻融是寒冷地区土壤养分循环的重要驱动力,春季融化后土壤存在明显的养分“流”。冬季冻结、覆雪条件下土壤碳、氮转化并未停止,其中NH4+、DON净消耗,但NO3-、DOC净累积,MBC和MBN不但没有减少反而呈增加趋势,且MBC的增长幅度高于MBN,表现在随着积雪覆盖的延续微生物群落C:N升高。春季融化过程中土壤NH4+、NO3-、DON和DOC含量分别比融化前增加了511倍、16倍、14倍和13倍。另外,土壤融化后微生物群落恢复迅速,其倾向于增加自身氮固持量。但季节性冻融作用对土壤养分释放的刺激作用仅在春季融化初期较为显着。（2）非生长季土壤温室气体排放对全年具有重要贡献,占全年总排放量的15%67%。水稻田、玉米田、天然林、人工林非生长季土壤N2O的排放量分别为0.73、0.66、0.14和0.17 kg·hm-2,分别占全年总排放量的67%、22%、42%和17%;这四类样地非生长季土壤CO2的排放量分别为1.28、1.57、3.36和3.62 t·hm-2,分别占全年总排放量的28%、15%、21%和22%;除稻田外,玉米田、天然林、人工林非生长季土壤CH4以吸收为主,吸收量分别为0.63、2.31和2.33 kg·hm-2,分别占全年总汇的48%、35%和37%。对净温室效应而言,水稻田、玉米田、天然林、人工林全年GWP分别为13744.23、11868.32、16026.26、16753.88 kg CO2·hm-2,其中11%、15%、21%和22%来自非生长季。同时,CO2、CH4、N2O对四类样地全年GWP贡献有所区别,两类林地超过99%的温室效应来自于CO2排放,而稻田65%的温室效应来自于CH4,同时N2O排放对玉米田土壤净温室效应贡献达到7%。另外,春季昼夜冻融显着影响农田N2O、CO2、CH4通量日进程,三者在白天的平均通量分别是夜间的45倍、34倍和6倍,即融化期75%86%的温室气体排放量集中在白天土壤解冻过程中。（4）四类样地土壤N2O在春季融化期呈脉冲式释放特征,且该时期峰值为全年最大值(67.56257.43μg m-2 h-1)。四类生态系统中非生长季土壤N2O总排放量的80%集中于融化期。2015年和2016年融化期水稻田N2O通量峰值高达257.43、210.48μg·m-2·h-1,玉米田峰值为207.44、199.15μg·m-2·h-1,天然林峰值为71.86、110.89μg·m-2·h-1,人工林峰值为87.04、67.56μg·m-2·h-1。该峰值是年平均通量的715倍,但释放高峰期仅维持1018天。故春季融化期初期是监测全年N2O排放的关键时期。融化期N2O的大量排放受土壤氮素有效性增加、微生物量迅速恢复、融雪水补给共同刺激所致。另外,土壤水分（而非土壤温度）是控制整个非生长季N2O排放最重要的非生物因素,能解释农田和林地N2O通量变异的34%和63%。（5）季节性冻土区土壤CO2排放以生长季为主,但漫长非生长季的累积排放量对全年的贡献仍占到15%30%,故冬季土壤呼吸依然是该地区C循环中不可忽视的过程。冻结期和融化期土壤CO2占整个非生长季排放量的80%以上,因此重点监测这两个时期内土壤CO2排放有利于更准确的估算季节性冻土区全年C收支。土壤温度是限制冬季土壤呼吸的主要环境因素,其能解释通量变异的6672%。同时,DOC对非生长季土壤CO2通量的效应不显着,但TDN正效应达到0.240.27,表明该地区冬季土壤呼吸受N源供给限制,而非C源。另外,非生长季土壤温度敏感性显着高于生长季,覆雪期和融化期Q10值达到2.620.3,融化期内玉米田CO2通量昼夜进程中Q10值更是高达40。因此冬季气候变暖很可能成倍加速土壤呼吸,引起大量C排放。（6）不同土地利用方式下土壤CH4通量存在差异,其中淹水后稻田是大气CH4的重要排放源,中国东北稻作系统CH4的年排放量为305 kg·hm-2。玉米田、天然林和人工林土壤全年绝大部分时间表现为大气CH4的汇,但天然林和针叶林的年净吸收量(6.7和6.3 kg·hm-2)高于玉米田(1.3 kg·hm-2)。另一方面,季节性冻融改变土壤的“源—汇”功能,玉米田、天然林和人工林CH4通量全年呈“正弦”规律,非生长季吸收速率低于生长季,但非生长季对全年汇仍有35%48%的贡献。稻田土壤在非生长季也转变大气CH4汇。特别是,春季融化期两类农田土壤CH4均存在短期释放。土壤水分是唯一一个对农田土壤CH4通量具有显着效应的因素（β=0.82）。林地土壤水分和MBN、MBC对CH4通量表现为正效应（β=0.59,0.79,0.43）,而土壤温度和TDN为负效应（β=-0.44,-0.23）。由于非生长季林地土壤CH4以吸收为主,因此土壤水分、微生物量的增加会降低该时期CH4的吸收,而土壤温度、有效氮的增加则会促进CH4吸收,即冬季高温、干燥条件下有利于土壤CH4吸收。总之,非生长季土壤温室气体排放不可忽略,冬季温度、积雪及土壤冻融格局的变化将通过影响土壤温度、湿度、土壤养分周转、微生物活动等进而影响温室气体排放。本研究创新点在于:对比了四个冻融期土壤温室气体通量,且确定春季融化期是监测季节性冻土区非生长季土壤温室气体排放的关键期;原位采样较室内模拟试验更有现实意义,综合分析了非生长季温度、水分、积雪、土壤养分对温室气体通量的影响;比较了季节性冻土区不同耕作方式（旱田和水田）、植被类型（天然林和人工林）、施肥的农田系统与自然系统（林地）温室气体排放差异。
史常青[10]（2016）在《人工草地与林地土壤CO2和CH4通量研究》文中研究说明陆地生态系统的温室气体排放作为全球气候变化的重要内容之一,是近年来研究的热点。人工草地和林地作为特殊的陆地生态系统,受人为活动影响较强,所处的环境也极为复杂。目前对于人工草地和林地温室气体通量的研究较少。本文以人工草地和林地为研究对象,采用LGR超便携式温室气体分析仪和SF-3000土壤温室气体测量系统对CO2和CH4通量的日变化和季节变化进行了分析,并对其环境影响因素进行了系统的研究,建立了CO2和CH4通量与主要环境因素之间的回归模型。比较了该研究区人工草地和林地CO2和CH4通量变化的特征,并与其他研究区天然或人工草地和林地进行了对比分析。主要的结论如下：（1）人工草地土壤CO2通量变化及其影响因素人工草地土壤CO2通量季节变化特征表现为春夏季节较高,秋季次之,冬季最小,通量的最大值出现在5月份,最小值出现在1月份。土壤CO2通量的平均值为0.06gmol m-2s-1,最大值为0.27gmol m-2s-1,最小值为-0.35μmolm-2s-1,全年总体上表现为CO2的源。温度是影响其季节变化的主要因素,尤其是土壤5cm温度（T5）。人工草地CO2通量具有明显的日变化特征,有明显的昼夜节律性。通量的日变化规律基本表现为白天高,夜间较低,白天变化幅度较大,夜间变化幅度较为平缓。白天的平均通量值基本为正通量,表现为CO2的排放源,夜间的平均通量值基本为负通量,表现为CO2的吸收汇。草地CO2通量日变化的平均值为0.09μmolm-2s-1,全天表现为CO2的排放源。通量的最小值出现在上午8：00-10：00（北京时间）,最大值出现在午后12：00-14：00,最大值出现的时间要略早于气温和土壤温度的最大值。温度是影响其日变化的主要环境因素,尤其是土壤5cm温度（T5）和土壤10cm温度（T10）。（2）人工草地土壤CH4通量变化及其影响因素人工草地土壤CH4通量的季节变化具有明显特征,表现为为春夏季节较高,秋冬季节较小。全年通量值的变化范围为-0.05nmol m-2s-1—0.25nmol m-2s-1,平均通量值为0.08nmol m-2s-1,最大值出现在2月份,最小值出现在12月份。全年总体上表现为CH4的源。没有一个主要的环境因素对其变化产生影响,可能是所有的环境因素共同作用的结果。人工草地土壤CH4通量具有明显的日变化特征和昼夜节律,白天的波动性较大,夜间的波动的范围非常小。全天的波动范围为-1.13nmolm-2s-1—2.77nmo1m-2s-1,CH4通量的全天平均值为0.07nmol m-2s-1,全天表现为CH4的排放源。最大值出现在下午的16：00-18：00（北京时间）之间,最小值出现在上午8：00-10：00之间,午后会有一个较大的波动峰出现。温度是影响其日变化的主要因素,尤其是土壤10cm温度（T10）。（3）人工林地土壤CO2通量变化及其影响因素人工林地土壤CO2通量的季节变化特征为,春夏季节通量值较高,秋季次之,冬季相对较低。全年的通量值都为正值,最大值出现在5月份,最小值出现在10月份。林地全年C02通量的平均值为1.061μmol m-2s-1,最大值为4.6μmol m-2s-1,最小值为0.06gmol m-2s-1,波动范围较宽。温度是影响其变化的主要环境因素,尤其是土壤5cm温度（T5）。人工林地土壤CO2通量的日变化规律基本表现为白天的波动性较大,而夜间的波动性较为平缓,而且夜间的波动也基本是在正值范围内波动。日变化的最小值出现在7：30-9：30（北京时间）之间,最大值出现在11：30-13：30之间。林地土壤CO2通量日变化的平均值较大,为1.13μmol m-2s-1,全天总体上表现为CO2的排放源。土壤温度是影响其变化的主要因素,与土壤10cm温度（T10）的相关性最好。（4）人工林地土壤CH4通量及其影响因素人工林地土壤CH4通量季节变化中,2月至7月以及11月和12月份的通量值为负值,表现为CH4的吸收汇,其余月份的通量值为正值,表现为CH4的排放源。全年通量值的变化范围为-0.3 nmol m-2s-1—0.24nmol m-2s-1,波动范围比草地CH4通量值要大,全年的平均通量值为-0.03nmol m-2s-1,全年总体上表现为CH4的吸收汇。与各环境因素均没有表现出相关性。人工林地土壤CH4通量日变化白天波动较大,而夜间波动较为平缓。全天最大值出现在7：00-9：00之间,而最小值出现在下午16：00-18：00之间,日平均通量为0.16nmol m-2s-1,全天表现为CH4的排放源。没有影响其发生日变化的主要限制性环境因素。
二、北京灵山草地土壤CO_2源汇和排放通量与温度湿度昼夜变化的关系（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、北京灵山草地土壤CO_2源汇和排放通量与温度湿度昼夜变化的关系（论文提纲范文）
（1）放牧和干旱对荒漠草原植被和土壤特征及温室气体通量的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 放牧对草地生态系统影响的研究进展 |
| 1.2.1 放牧对草地植被特征的影响 |
| 1.2.2 放牧对草地土壤特征的影响 |
| 1.2.3 放牧对草地含碳温室气体通量的影响 |
| 1.3 干旱对草地生态系统影响的研究进展 |
| 1.3.1 极端干旱对草地植被特征的影响 |
| 1.3.2 极端干旱对草地土壤特征的影响 |
| 1.3.3 极端干旱对草地含碳温室气体通量的影响 |
| 1.4 草地温室气体通量的影响因子 |
| 1.5 科学问题、研究内容和技术路线 |
| 1.5.1 科学问题 |
| 1.5.2 研究内容 |
| 1.5.3 技术路线 |
| 2 材料与方法 |
| 2.1 研究区域自然概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气候特征 |
| 2.1.3 地形与地貌 |
| 2.1.4 植被特征 |
| 2.1.5 土壤特征 |
| 2.2 试验设计 |
| 2.3 试验方法 |
| 2.3.1 试验区植被和土壤特征的本底调查 |
| 2.3.2 试验区气象数据的搜集记录 |
| 2.3.3 草原植物群落指标的测定 |
| 2.3.4 土壤取样与测定分析 |
| 2.3.5 温室气体的采集和测定 |
| 2.3.6 土壤温度和含水量的测定 |
| 2.3.7 数据处理和分析 |
| 3 自由放牧对荒漠草原动态的影响 |
| 3.1 研究方法 |
| 3.2 放牧对荒漠草原土壤特征的影响 |
| 3.2.1 放牧对荒漠草原土壤理化性质的影响 |
| 3.2.2 放牧对荒漠草原土壤碳、氮同位素组成的影响 |
| 3.2.3 土壤碳、氮同位素与其对应有机碳、全氮含量的关系 |
| 3.3 放牧对荒漠草原植物群落特征的影响 |
| 3.3.1 放牧对荒漠草原地上现存量的影响 |
| 3.3.2 自由放牧对荒漠草原植物群落数量特征的影响 |
| 3.3.3 放牧对荒漠草原植物群落物种重要值的影响 |
| 3.3.4 放牧对荒漠草原植物群落多样性指数的影响 |
| 3.4 不同放牧处理对荒漠草原温室气体的影响 |
| 3.4.1 不同放牧处理对荒漠草原土壤温度和湿度的影响 |
| 3.4.2 不同放牧处理对荒漠草原CO_2和CH_4温室气体通量的影响 |
| 3.4.3 荒漠草原土壤温度和水分与温室气体通量的关系 |
| 3.4.4 荒漠草原自由放牧温室气体通量的影响因子分析 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 放牧对荒漠草原土壤物理性质的影响 |
| 3.5.2 放牧对荒漠草原土壤有机碳及其碳同位素组成的影响 |
| 3.5.3 放牧对荒漠草原土壤全氮及其氮同位素组成的影响 |
| 3.5.4 放牧对荒漠草原土壤碳氮比(C/N)的影响 |
| 3.5.5 放牧对荒漠草原土壤温度和含水量的影响 |
| 3.5.6 放牧对荒漠草原植被特征的影响 |
| 3.5.7 荒漠草原自由放牧对温室气体通量的影响因素 |
| 3.6 小结 |
| 4 极端干旱对荒漠草原植被与土壤特征及温室气体的影响 |
| 4.1 研究方法 |
| 4.1.1 样品采集 |
| 4.1.2 2016-2018年研究区降水量季节变化 |
| 4.2 极端干旱对荒漠草原土壤特征的影响 |
| 4.2.1 极端干旱对荒漠草原土壤基本理化性质的影响 |
| 4.2.2 极端干旱对荒漠草原土壤碳、氮同位素组成的影响 |
| 4.3 极端干旱对荒漠草原植被特征的影响 |
| 4.3.1 极端干旱对荒漠草原植物群落数量特征的影响 |
| 4.3.2 极端干旱对不同生活型植物功能群密度的影响 |
| 4.3.3 极端干旱对不同光合类型植物密度的影响 |
| 4.3.4 极端干旱对荒漠草原植物重要值的影响 |
| 4.3.5 极端干旱对荒漠草原植物群落多样性指数的影响 |
| 4.4 极端干旱对荒漠草原温室气体通量的影响 |
| 4.4.1 极端干旱对荒漠草原土壤温度和水分含量的影响 |
| 4.4.2 极端干旱对荒漠草原CO_2通量的影响 |
| 4.4.3 极端干旱对荒漠草原CH_4通量的影响 |
| 4.4.4 土壤温室气体通量与温度和水分的关系 |
| 4.4.5 极端干旱下荒漠草原温室气体通量的影响因素 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 极端干旱对荒漠草原土壤物理性质的影响 |
| 4.5.2 极端干旱对荒漠草原土壤有机碳及其碳同位素组成的影响 |
| 4.5.3 极端干旱对荒漠草原土壤全氮及其氮同位素组成的影响 |
| 4.5.4 极端干旱对群落结构组成和物种多样性的影响 |
| 4.5.5 极端干旱处理下荒漠草原温室气体通量的影响因素 |
| 4.6 小结 |
| 5 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（2）南极苔原卤甲烷和羰基硫源汇过程及机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 背景概述 |
| 1.1.1 卤甲烷背景概述 |
| 1.1.2 羰基硫背景概述 |
| 1.2 研究进展 |
| 1.2.1 卤甲烷研究进展 |
| 1.2.2 三氯甲烷研究进展 |
| 1.2.3 四氯甲烷研究进展 |
| 1.2.4 羰基硫研究进展 |
| 参考文献 |
| 第2章 研究内容与意义 |
| 2.1 研究背景与意义 |
| 2.2 研究目标 |
| 2.3 研究内容 |
| 2.4 技术路线 |
| 参考文献 |
| 第3章 研究区域与方法 |
| 3.1 研究区域概况 |
| 3.2 野外痕量气体通量观测 |
| 3.3 痕量气体产生与消耗苔原土壤培养实验 |
| 3.3.1 南极自然条件下土壤培养实验 |
| 3.3.2 有氧/厌氧条件下土壤培养实验 |
| 3.3.3 生物/非生物作用下土壤培养实验 |
| 3.3.4 温度影响下土壤培养实验 |
| 3.3.5 水分影响下土壤培养实验 |
| 3.3.6 冻融循环影响下土壤培养实验 |
| 3.4 样品分析与检测 |
| 3.4.1 野外样品中痕量气体浓度的测定 |
| 3.4.2 室内培养实验中痕量气体浓度测定 |
| 3.4.3 土壤理化性质分析 |
| 3.5 数据统计与分析 |
| 3.5.1 痕量气体通量计算 |
| 3.5.2 Q_(10)的计算 |
| 3.5.3 数据处理工具与方法 |
| 参考文献 |
| 第4章 南极苔原卤甲烷源汇过程及机制 |
| 4.1 苔原土壤理化性质与卤素含量 |
| 4.2 苔原土壤卤甲烷吸收速率和通量特征 |
| 4.3 苔原土壤卤甲烷吸收速率与环境因子间的关系 |
| 4.4 温度和冻融循环对苔原土壤氯甲烷和溴甲烷通量的影响 |
| 4.5 苔原土壤氯甲烷和溴甲烷产生与消耗的机制 |
| 4.6 海洋动物活动对南极苔原土壤氯甲烷和溴甲烷通量的影响 |
| 4.7 苔原土壤作为卤甲烷吸收汇的环境意义 |
| 参考文献 |
| 第5章 南极苔原三氯甲烷产生过程及机制 |
| 5.1 苔原三氯甲烷通量特征 |
| 5.2 苔原土壤三氯甲烷产生机制 |
| 5.3 不同环境因子对苔原土壤三氯甲烷通量的影响 |
| 5.4 海洋动物活动对苔原土壤三氯甲烷通量的影响 |
| 5.5 苔原土壤温度及冻融循环与三氯甲烷通量之间的关系 |
| 5.6 苔原土壤三氯甲烷排放的区域性影响评估 |
| 参考文献 |
| 第6章 南极苔原四氯甲烷消耗及其生命周期估算 |
| 6.1 苔原四氯甲烷通量特征 |
| 6.2 苔原土壤四氯甲烷消耗机制 |
| 6.3 苔原土壤四氯甲烷通量与环境因子的关系 |
| 6.4 温度对苔原土壤四氯甲烷通量的影响 |
| 6.5 南极苔原土壤四氯甲烷汇强评估 |
| 参考文献 |
| 第7章 南极苔原羰基硫产生与消耗过程及机制 |
| 7.1 土壤理化性质的分析与讨论 |
| 7.2 南极苔原现场羰基硫通量特征 |
| 7.3 苔原土壤羰基硫通量 |
| 7.4 羰基硫通量与海洋动物活动和环境因子之间的关系 |
| 7.5 水分对苔原羰基硫通量的影响 |
| 7.6 温度对苔原羰基硫通量的影响 |
| 7.7 苔原羰基硫产生与消耗的机制 |
| 参考文献 |
| 第8章 主要结论 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（3）漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 学术背景及意义 |
| 1.3 国内外文献综述 |
| 1.3.1 碳酸盐岩溶解吸收的大气/土壤CO_2与森林碳汇在同一数量级 |
| 1.3.2 氮素的来源及其参与岩溶碳循环的途径 |
| 1.3.3 氮素在土壤中的迁移和转化 |
| 1.3.4 氮素影响岩溶作用的发生条件 |
| 1.3.5 岩溶区高钙偏碱的土壤条件有利于硝化作用的进行 |
| 1.3.6 土壤对硝化产酸的缓冲导致土壤碳酸钙的溶解 |
| 1.3.7 氮肥提高土壤中碳酸盐岩的溶蚀速率 |
| 1.3.8 氮肥对流域碳酸盐岩的溶解及岩溶碳汇的影响 |
| 1.4 研究目标、内容、技术路线 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 拟解决的关键问题 |
| 第二章 氮对石灰土碳循环强度的影响及其源汇效应 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 盆栽模拟实验的设置 |
| 2.2.2 实验测试指标及方法 |
| 2.2.3 数据计算 |
| 2.2.4 数据分析 |
| 2.3 结果与分析 |
| 2.3.1 土壤CO_2对短期环境变化的响应 |
| 2.3.2 施肥提高土壤CO_2浓度 |
| 2.3.3 林地土壤CO_2浓度及其同位素分布 |
| 2.3.4 土壤CO_2释放(土壤呼吸)的影响 |
| 2.3.5 施肥提高土下碳酸盐岩的溶蚀速率 |
| 2.4 讨论 |
| 2.4.1 短时间尺度降雨、降温对土壤CO_2的影响 |
| 2.4.2 岩溶作用对土壤剖面CO_2及δ~(13)C-CO_2的影响 |
| 2.4.3 土壤呼吸、土壤CO_2浓度呈夏秋高,冬春低的单峰型变化 |
| 2.4.4 模拟实验和自然林地状态下土壤碳循环强度的对比 |
| 2.4.5 施氮对土壤碳源汇的影响 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 石灰土-地下水中氮对岩溶碳循环的影响机制 |
| 3.1 材料与方法 |
| 3.1.1 土壤物理化学性质样品的采集及测试 |
| 3.1.2 石灰土酸碱缓冲容量-酸碱滴定法 |
| 3.1.3 土壤CO_2浓度及其同位素测定 |
| 3.1.4 渗滤液的收集与测定 |
| 3.1.5 气象数据-安装气象站 |
| 3.1.6 数据分析 |
| 3.2 结果与分析 |
| 3.2.1 土壤碳酸钙、碱性阳离子含量降低 |
| 3.2.2 施氮改变了土壤酸碱缓冲能力 |
| 3.2.3 土壤碳酸盐溶蚀速率受多种因素影响 |
| 3.2.4 土壤渗滤液EC、NO~(3-)、Ca~(2+)、Mg~(2+)增加显着 |
| 3.2.5 施肥对土壤CO_2浓度及其同位素的影响 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 土壤产酸的速率和缓冲比例 |
| 3.3.2 土壤酸缓冲容量及阈值 |
| 3.3.3 无机氮浓度春季达到峰值、阳离子存在春季和夏季两个峰值 |
| 3.3.4 施氮提高了淋滤液中离子浓度 |
| 3.3.5 土壤中氮的转化及其影响下的碳酸盐溶蚀 |
| 3.3.6 渗漏液δ~(13)CDIC受控于土壤CO_2分压 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 流域尺度氮迁移及其参与岩溶碳循环的机制 |
| 4.1 研究点概况 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 取样点位置 |
| 4.2.2 样品的采集与分析 |
| 4.3 结果与分析 |
| 4.3.1 雨水水化学组成 |
| 4.3.2 地下河水化学及同位素特征 |
| 4.3.3 地下水离子来源特征 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 地下水NO_3~-主要来源于土壤氮和肥料中的铵 |
| 4.4.2 地下河人为来源的NO_3~-和SO_4~(2-) |
| 4.4.3 农业氮肥对碳酸盐岩的溶蚀 |
| 4.4.4 土壤中铵态氮转化和风化反应 |
| 4.4.5 低浓度硝化来源的NO_3~-输入促进碳酸的溶蚀 |
| 4.4.6 碳酸和硝酸溶蚀来源计算 |
| 4.4.7 漓江流域外源酸对碳酸盐岩的溶蚀 |
| 4.4.8 氮素参与的岩溶流域碳循环模式 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 本研究的创新点 |
| 5.3 研究不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（4）西南岩溶石漠化治理区土壤CO2、CH4的变化特征及其碳汇效应 ——以重庆南川区为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 土壤CO_2的研究进展 |
| 1.2.2 土壤CH_4的研究进展 |
| 1.2.3 岩溶作用及碳汇效应的研究进展 |
| 1.3 土壤温室气体CO_2和CH_4的测定方法 |
| 1.4 土壤CO_2和CH_4的影响因素 |
| 1.4.1 土壤CO_2的影响因素 |
| 1.4.2 土壤CH_4的影响因素 |
| 1.5 土壤CO_2和CH_4的时空变化 |
| 1.5.1 土壤CO_2的时空变化 |
| 1.5.2 土壤CH_4的时空变化 |
| 1.6 主要研究内容及技术路线 |
| 1.6.1 主要研究内容 |
| 1.6.2 技术路线 |
| 第2章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区范围 |
| 2.1.2 研究区自然地理概况 |
| 2.1.3 研究区石漠化及其治理概况 |
| 2.2 样地布置 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 土壤CO_2和CH_4气体采集与测定 |
| 2.3.2 土壤样品采集与处理 |
| 2.3.3 试片处理和岩溶速率测试方法 |
| 2.3.4 其他环境因素的测定 |
| 2.3.5 数据计算与统计分析 |
| 第3章 土壤CO_2和CH_4浓度的变化特征及影响因素解析 |
| 3.1 土壤CO_2和CH_4浓度的季节变化特征及影响因素 |
| 3.1.1 不同深度CO_2浓度的季节变化特征及影响因素 |
| 3.1.2 不同深度CH_4浓度的季节变化特征及影响因素 |
| 3.2 土壤CO_2和CH_4浓度的日变化特征及影响因素 |
| 3.2.1 不同深度CO_2浓度的日变化特征及影响因素 |
| 3.2.2 不同深度CH_4浓度的日变化特征及影响因素 |
| 3.3 土壤不同深度CO_2与CH_4浓度的相关分析 |
| 第4章 地表CO_2和CH_4通量的变化特征及影响因素解析 |
| 4.1 地表CO_2和CH_4通量的季节变化特征及影响因素 |
| 4.1.1 地表CO_2通量的季节变化特征及影响因素 |
| 4.1.2 地表CH_4通量的季节变化特征及影响因素 |
| 4.2 地表CO_2和CH_4通量的日变化特征及影响因素 |
| 4.2.1 地表CO_2通量的日变化特征及影响因素 |
| 4.2.2 地表CH_4通量的日变化特征及影响因素 |
| 4.3 地表CO_2通量与地表CH_4通量的相关分析 |
| 第5章 不同石漠化治理方式对碳汇效应的影响分析 |
| 5.1 不同石漠化治理方式的溶蚀速率及碳汇量 |
| 5.1.1 试验区与对照区各样地的溶蚀速率及溶蚀量 |
| 5.1.2 试验区与对照区各样地的岩溶碳汇量 |
| 5.2 石漠化治理对岩溶碳汇效应的影响 |
| 5.2.1 岩溶作用强度的影响因素 |
| 5.2.2 土壤CO_2和CH_4含量对岩溶碳汇的影响 |
| 第6章 研究结论与展望 |
| 6.1 研究结论 |
| 6.1.1 土壤CO_2和CH_4浓度的变化特征及影响因素 |
| 6.1.2 地表CO_2和CH_4通量的变化特征及影响因素 |
| 6.1.3 不同石漠化治理方式对碳汇效应的影响 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（5）华北低丘山地人工林生态系统甲烷通量变化特征及其影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 森林冠层CH_4通量观测方法及设备概述 |
| 1.2.2 涡度相关法观测CH_4通量的不确定性 |
| 1.2.3 森林生态系统CH_4通量研究进展 |
| 1.3 项目来源与经费支持 |
| 1.4 研究目标和主要研究内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 2 试验区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 试验地概述 |
| 2.1.2 观测点设置 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 观测方法 |
| 2.2.2 数据计算及处理 |
| 2.2.3 统计方法分析 |
| 3 CPEC系统观测人工林生态系统CH_4通量数据不确定性分析与数据质量评价 |
| 3.1 大气湍流谱分析 |
| 3.2 流速对CPEC系统测定森林生态系统CH_4通量的影响 |
| 3.2.1 OPEC 系统与CPEC 系统观测CH_4通量的谱特征分析 |
| 3.2.2 不同流速下CPEC系统观测CH_4通量的谱特征分析 |
| 3.2.3 不同流速下CPEC 系统与OPEC 系统观测CH_4通量的比较 |
| 3.3 CPEC系统的延迟时间 |
| 3.3.1 CPEC系统观测CH_4通量延迟时间的确定 |
| 3.3.2 经延迟校正后CPEC与 OPEC两种观测系统CH_4通量比较 |
| 3.4 涡度相关法测定人工林生态系统CH_4通量平均周期的确定 |
| 3.4.1 不同平均周期计算CH_4通量日变化特征比较 |
| 3.4.2 频谱相对贡献分析 |
| 3.5 讨论 |
| 3.6 小结 |
| 4 人工林生态系统CH_4通量的变化特征 |
| 4.1 CH_4通量源区的变化特征 |
| 4.1.1 风场分析 |
| 4.1.2 主风向上的通量源区分布 |
| 4.2 人工林生态系统CH_4通量的变化特征 |
| 4.2.1 日变化 |
| 4.2.2 季节变化和年变化 |
| 4.3 讨论 |
| 4.4 小结 |
| 5 水热因子对人工林生态系统CH_4通量的影响机制 |
| 5.1 水热状况 |
| 5.1.1 微气象因子 |
| 5.1.2 土壤温度和土壤含水量 |
| 5.2 人工林生态系统CH_4通量的影响因素及其权重 |
| 5.2.1 水热状况与CH_4通量的PCA和 RDA分析 |
| 5.2.2 不同水热因子对CH_4通量的相关性分析 |
| 5.2.3 水热因子对CH_4通量的综合效应 |
| 5.3 讨论 |
| 5.4 小结 |
| 6 人工林生态系统CH_4的累积排放量及综合温室效应 |
| 6.1 不同生态系统甲烷源汇对比 |
| 6.2 甲烷累积通量 |
| 6.3 甲烷相对温室潜势 |
| 6.4 小结 |
| 7 结论与展望 |
| 7.1 研究结论 |
| 7.1.1 CPEC系统观测森林生态系统CH_4通量数据不确定性分析与数据质量评价 |
| 7.1.2 人工林生态系统CH_4通量的变化特征 |
| 7.1.3 水热因子对人工林生态系统CH_4通量的影响机制 |
| 7.1.4 人工林生态系统CH_4的累积排放量及综合温室效应 |
| 7.2 特色及创新之处 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间的学术研究 |
| 致谢 |
（6）三江平原三种河岸带湿地N2O通量时空变化及其影响因子（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 课题背景、研究的目的和意义 |
| 1.1.1 课题研究背景 |
| 1.1.2 研究目的和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 N_2O通量产生与排放和吸收机制 |
| 1.2.2 温室气体N_2O的研究方法和技术 |
| 1.2.3 N_2O通量时空变化及其影响因子 |
| 1.2.4 N_2O通量源/汇变化 |
| 1.3 存在的问题与不足 |
| 1.4 研究内容、技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 拟解决的关键科学问题 |
| 2 研究区域概况和实验方案设计 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 自然状况 |
| 2.1.2 气候概况 |
| 2.1.3 土壤特征 |
| 2.1.4 植被特征 |
| 2.2 研究样地自然环境概况 |
| 2.3 实验方案设计与研究方法 |
| 2.3.1 样点设计和N_2O气体采集、通量的测定与计算 |
| 2.3.2 土壤样品的采集、测定和计算与环境因子的原位监测 |
| 2.3.3 数据处理 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 非生长季河岸带沼泽湿地N_2O通量时空变化及其影响因子 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 结果与分析 |
| 3.2.1 非生长季N_2O通量的时空变化特征 |
| 3.2.2 非生长季N_2O通量的Boostrapped结果 |
| 3.2.3 环境变量的时空变化特征 |
| 3.2.4 三种河岸带沼泽湿地N_2O通量与环境变量的相关分析 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 非生长季N_2O的吸收和排放通量 |
| 3.3.2 非生长季N_2O通量的影响因子 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 生长季河岸带沼泽湿地N_2O通量时空变化及其影响因子 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 结果与分析 |
| 4.2.1 生长季N_2O通量的时空变化特征 |
| 4.2.2 生长季N_2O通量的Boostrapped结果 |
| 4.2.3 环境变量的时空变化特征 |
| 4.2.4 三种河岸带沼泽湿地N_2O通量与环境变量的相关分析 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 生长季N_2O通量时空变化特征 |
| 4.3.2 生长季N_2O通量时空变化的影响因子 |
| 4.4 本章小结 |
| 5 冻融循环对河岸带沼泽湿地N_2O通量的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 结果与分析 |
| 5.2.1 冻融循环期间N_2O通量的时空变化 |
| 5.2.2 冻融循环期间N_2O通量的Boostrapped结果 |
| 5.2.3 环境因子波动变化规律 |
| 5.2.4 三种河岸带沼泽湿地N_2O通量和环境因子的相关分析 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 冻融循环期间河岸带沼泽湿地是N_2O潜在的源 |
| 5.3.2 FTCs过程中环境变量对N_2O通量的影响 |
| 5.3.3 FTCs过程中三种河岸带沼泽湿地N_2O通量的影响因子 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 三江平原河岸带N_2O通量年时空变化规律 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 结果与分析 |
| 6.2.1 整年N_2O通量的时空变化特征 |
| 6.2.2 N_2O通量与环境要素的关系 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 三江平原河岸带沼泽湿地全年N_2O源、汇及其时空变化规律 |
| 6.3.2 三江平原河岸带三种沼泽湿地N_2O通量年时空变化影响因子 |
| 6.4 本章小结 |
| 7 不同时期N_2O通量的关系及其在全年预算中的影响率 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 结果与分析 |
| 7.2.1 非生长季与生长季之间环境变量的差异 |
| 7.2.2 三江平原河岸带沼泽湿地非生长季和生长季N_2O通量的差异 |
| 7.2.3 不同时期N_2O通量在全年预算中的影响率 |
| 7.3 讨论 |
| 7.3.1 河岸带沼泽湿地非生长季和生长季N_2O通量的差异性 |
| 7.3.2 不同时期N_2O通量在全年预算中的影响率 |
| 7.4 本章小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
| 博士学位论文修改情况确认表 |
（7）青海隆宝滩湿地CH4和CO2通量特征及影响因素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 沼泽湿地CH_4的生成、氧化和运输 |
| 1.2.2 沼泽湿地CH_4通量时空变化 |
| 1.2.3 沼泽湿地CO_2排放通量机理 |
| 1.2.4 沼泽湿地的CO_2通量的时空变化 |
| 1.3 项目来源与经费支持 |
| 1.4 研究目标和主要研究内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气候 |
| 2.1.4 土壤与植被 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 样地设置 |
| 2.2.2 土壤碳通量的测定 |
| 2.2.3 土壤样品的采集和测定 |
| 2.2.4 环境因子的观测 |
| 2.3 统计分析方法 |
| 第三章 CH_4通量的变化特征及影响因素 |
| 3.1 环境因子变化特征 |
| 3.2 CH_4通量的时间变化特征 |
| 3.2.1 典型晴天CH_4通量的日变化特征 |
| 3.2.2 CH_4通量的季节变化特征 |
| 3.3 CH_4通量的空间变化规律 |
| 3.4 CH_4通量与环境因子的关联 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 CH_4通量的时间变化 |
| 3.5.2 CH_4通量的年际变化 |
| 3.5.3 沼泽湿地不同区域CH_4通量的差异 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 CO_2通量的变化特征及影响因素 |
| 4.1 CO_2通量的时间变化特征 |
| 4.1.1 典型晴天CO_2通量的日变化特征 |
| 4.1.2 CO_2的量的季节变化特征 |
| 4.2 CO_2通量的空间变化规律 |
| 4.3 CO_2通量与环境因子的关联 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 CO_2通量的时间变化 |
| 4.4.2 CO_2通量的年际变化 |
| 4.4.3 沼泽湿地不同区域CO_2通量差异 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 温室气体累积排放量和全球增温潜能 |
| 5.1 计算原理 |
| 5.1.1 土壤温室气体累积排放量计算 |
| 5.1.2 土壤温室气体的相对增温潜势 |
| 5.2 结果与分析 |
| 5.2.1 隆宝滩湿地不同区域的温室气体累积排放量 |
| 5.2.2 隆宝滩湿地不同区域的综合增温潜势比较 |
| 5.3 讨论 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 研究展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间的学术研究 |
| 致谢 |
（8）西北内陆干旱区5种栽培草地温室气体的排放特征（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究目的 |
| 第二章 国内外研究进展 |
| 2.1 草地土壤温室气体的产生/排放机理 |
| 2.1.1 CO_2产生/排放 |
| 2.1.2 CH_4产生/排放 |
| 2.1.3 N2_O产生/排放 |
| 2.2 影响草地土壤温室气体通量变化的因素 |
| 2.2.1 土壤温度 |
| 2.2.2 土壤含水量 |
| 2.2.3 土壤有机质 |
| 2.2.4 土壤pH值 |
| 2.2.5 生物因素 |
| 2.2.6 人类活动因素 |
| 2.3 温室气体常见的测定方法 |
| 2.3.1 静态箱法 |
| 2.3.2 动态箱法 |
| 2.3.3 涡度相关法 |
| 2.3.4 其他方法 |
| 第三章 材料与方法 |
| 3.1 研究区域概况 |
| 3.2 技术路线 |
| 3.3 试验设计 |
| 3.3.1 采样气样与测定 |
| 3.3.2 采集土样与测定 |
| 3.3.3 采集生物量与测定 |
| 3.4 数据统计与分析 |
| 第四章 结果分析 |
| 4.1 不同栽培草地温室气体通量变化的月动态 |
| 4.1.1 CO_2排放的月动态 |
| 4.1.2 CH_4吸收的月动态 |
| 4.1.3 N2_O排放的月动态 |
| 4.2 整个生长季温室气体的平均排放通量 |
| 4.2.1 CO_2排放通量 |
| 4.2.2 CH_4吸收通量 |
| 4.2.3 N2_O排放通量 |
| 4.2.4 CO_2排放当量 |
| 4.3 不同草地在生长季内的增温潜势 |
| 4.4 土壤水热条件与温室气体排放通量之间的关系 |
| 4.5 土壤水热条件与温室气体排放通量的相关性分析 |
| 4.6 不同草地土壤温呼吸温度系数Q_10值的特征分析 |
| 4.7 不同草地土壤理化指标的月动态 |
| 4.7.1 有机碳含量 |
| 4.7.2 铵态氮含量 |
| 4.7.3 硝态氮含量 |
| 4.7.4 全氮含量 |
| 4.8 土壤理化性质与温室气体排放之间的相关性分析 |
| 4.9 不同草地温室气体的主要影响因素 |
| 4.10 地上生物量与温室气体排放之间的关系 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 不同栽培草地温室气体的排放特征及影响因素 |
| 5.2 草地生态系统温室气体排放通量对土壤水热条件的响应 |
| 5.3 草地生态系统温室气体排放通量对土壤理化性质的响应 |
| 第六章 主要结论 |
| 参考文献 |
| 在学期间的研究研究成果 |
| 致谢 |
（9）季节性冻土区生态系统土壤温室气体排放研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 英文缩略表 |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 冻土及冻融现象基本概况 |
| 1.2.2 冻融生态系统学术动态 |
| 1.2.3 冻融条件下土壤温室气体排放研究进展 |
| 1.2.4 研究不足 |
| 1.3 选题目的、意义 |
| 1.4 科学假设 |
| 第二章 研究内容与方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.2 技术路线 |
| 2.2.1 试验设计 |
| 2.2.2 技术路线图 |
| 2.3 样品采集与测定 |
| 2.3.1 冻融时期划分 |
| 2.3.2 气体采集与测定 |
| 2.3.3 土壤采集与指标测定 |
| 2.4 数据处理与分析 |
| 第三章 季节性冻融环境特征 |
| 3.1 大气温度特征 |
| 3.2 降水及积雪覆盖特征 |
| 3.3 土壤温度特征 |
| 3.4 土壤湿度特征 |
| 第四章 非生长季土壤养分状况及影响因素分析 |
| 4.1 土壤氮矿化特征 |
| 4.1.1 铵态氮 |
| 4.1.2 硝态氮 |
| 4.1.3 净氮矿化量和矿化速率 |
| 4.2 土壤溶解性有机碳、氮特征 |
| 4.2.1 溶解性有机氮 |
| 4.2.2 溶解性有机碳 |
| 4.3 土壤微生物量特征 |
| 4.3.1 微生物量氮 |
| 4.3.2 微生物量碳 |
| 4.3.3 微生物量C:N |
| 4.4 不同冻融时期土壤氮素差异 |
| 4.5 土壤养分变化影响因素分析 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 冻融交替和积雪覆盖对土壤养分的影响 |
| 4.6.2 非生长季土壤微生物对环境的响应 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 土壤N_2O通量及影响机制 |
| 5.1 N_2O通量年际动态 |
| 5.2 N_2O通量季节特征 |
| 5.2.1 不同冻融期N_2O平均通量 |
| 5.2.2 不同冻融期N_2O累积排放量 |
| 5.3 春季融化期N_2O通量日进程 |
| 5.4 非生长季N_2O排放影响机制 |
| 5.4.1 春季昼夜冻融对N_2O排放影响 |
| 5.4.2 N_2O通量与影响因素回归分析 |
| 5.4.3 结构方程模型 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 非生长季土壤N_2O排放特征及对全年贡献 |
| 5.5.2 冻融交替环境下土壤N_2O排放机制 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 土壤CO_2通量及影响机制 |
| 6.1 CO_2通量年际动态 |
| 6.2 CO_2通量季节特征 |
| 6.2.1 不同冻融期CO_2平均通量 |
| 6.2.2 不同冻融期CO_2累积排放量 |
| 6.3 春季融化期CO_2通量日进程 |
| 6.4 非生长季CO_2排放影响机制 |
| 6.4.1 春季昼夜冻融对CO_2排放影响 |
| 6.4.2 CO_2通量与影响因素回归分析 |
| 6.4.3 结构方程模型 |
| 6.5 土壤呼吸温度敏感性（Q10） |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 季节性冻土区土壤呼吸 |
| 6.6.2 土壤呼吸温度敏感性 |
| 6.6.3 非生长季土壤CO_2排放的影响因素 |
| 6.7 小结 |
| 第七章 土壤CH_4通量及影响机制 |
| 7.1 CH_4通量年际动态 |
| 7.2 CH_4通量季节特征 |
| 7.2.1 不同冻融期CH_4平均通量 |
| 7.2.2 不同冻融期CH_4累积排放量 |
| 7.3 春季融化期CH_4通量日进程 |
| 7.4 非生长季CH_4排放影响机制 |
| 7.4.1 春季昼夜冻融对CH_4排放影响 |
| 7.4.2 CH_4通量与影响因素回归分析 |
| 7.4.3 结构方程模型 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 季节性冻融稻田CH_4排放规律及影响因素 |
| 7.5.2 旱田和林地土壤CH_4吸收汇 |
| 7.6 小结 |
| 第八章 全文结论与展望 |
| 8.1.全文结论 |
| 8.2.未来研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（10）人工草地与林地土壤CO2和CH4通量研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 土壤温室气体通量的测量方法 |
| 1.4 土壤温室气体通量的影响因素 |
| 1.4.1 土壤温度对土壤温室气体通量的影响 |
| 1.4.2 土壤含水量对土壤温室气体通量的影响 |
| 1.4.3 土壤PH对土壤温室气体通量的影响 |
| 1.4.4 土壤质地对土壤温室气体通量的影响 |
| 1.4.5 人为因素对土壤温室气体通量的影响 |
| 1.5 土壤呼吸的时空变化特征 |
| 1.5.1 日变化和周变化 |
| 1.5.2 季节变化 |
| 1.5.3 年际变化 |
| 1.5.4 沿梯度的变化 |
| 第二章 研究内容与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 样地选择 |
| 2.2.2 观测方法 |
| 2.2.3 环境因素的测定 |
| 2.3 数据计算和统计分析 |
| 2.4 技术路线 |
| 2.5 研究目标 |
| 第三章 结果与分析 |
| 3.1 CO_2通量季节变化特征及其与环境因素的关系 |
| 3.1.1 CO_2通量季节变化特征 |
| 3.1.2 CO_2通量季节变化与环境因素的关系 |
| 3.2 CH_4通量季节变化特征及其与环境因素的关系 |
| 3.2.1 CH_4通量季节变化特征 |
| 3.2.2 CH_4通量季节变化与环境因素的关系 |
| 3.3 CO_2通量日变化及其与环境因素的关系 |
| 3.3.1 CO_2通量日变化特征 |
| 3.3.2 CO_2通量日变化与环境因素的关系 |
| 3.4 CH_4通量日变化及其与环境因素的关系 |
| 3.4.1 CH_4通量日变化特征 |
| 3.4.2 CH_4通量日变化与环境因素的关系 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 CO_2通量季节变化及其影响因素 |
| 4.1.1 人工草地CO_2通量季节变化及其影响因素 |
| 4.1.2 人工林地CO_2通量季节变化及其影响因素 |
| 4.2 CH_4通量季节变化及其影响因素 |
| 4.2.1 人工草地CH_4通量季节变化及其影响因素 |
| 4.2.2 人工林地CH_4通量季节变化及其影响因素 |
| 4.3 CO_2通量日变化及其影响因素 |
| 4.3.1 人工草地CO_2通量日变化及其影响因素 |
| 4.3.2 人工林地CO_2通量日变化及其影响因素 |
| 4.4 CH_4通量日变化及其影响因素 |
| 4.4.1 人工草地CH_4通量日变化及其影响因素 |
| 4.4.2 人工林地CH_4通量日变化及其影响因素 |
| 第五章 研究结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读硕士期间研究成果 |
四、北京灵山草地土壤CO_2源汇和排放通量与温度湿度昼夜变化的关系（论文参考文献）
- [1]放牧和干旱对荒漠草原植被和土壤特征及温室气体通量的影响[D]. 朱国栋. 内蒙古农业大学, 2021(01)
- [2]南极苔原卤甲烷和羰基硫源汇过程及机制[D]. 张婉颖. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [3]漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制[D]. 黄芬. 中国地质科学院, 2020(01)
- [4]西南岩溶石漠化治理区土壤CO2、CH4的变化特征及其碳汇效应 ——以重庆南川区为例[D]. 蒲敏. 西南大学, 2020(01)
- [5]华北低丘山地人工林生态系统甲烷通量变化特征及其影响机制[D]. 原文文. 中国林业科学研究院, 2020(01)
- [6]三江平原三种河岸带湿地N2O通量时空变化及其影响因子[D]. 宋立全. 东北林业大学, 2020
- [7]青海隆宝滩湿地CH4和CO2通量特征及影响因素研究[D]. 何方杰. 中国林业科学研究院, 2019(03)
- [8]西北内陆干旱区5种栽培草地温室气体的排放特征[D]. 宋娅妮. 兰州大学, 2018(09)
- [9]季节性冻土区生态系统土壤温室气体排放研究[D]. 陈哲. 中国农业科学院, 2016(03)
- [10]人工草地与林地土壤CO2和CH4通量研究[D]. 史常青. 陕西师范大学, 2016(05)