一、亚热带森林岩溶区土壤CO_2迁移动态初步研究（论文文献综述）
朱粲粲[1]（2021）在《岩溶地区土壤呼吸特征及其影响因素研究》文中研究表明土壤呼吸是土壤碳库和大气碳库之间碳流通最主要的途径和类型,是陆地生态系统碳循环的重要支出项,对气候变化起着举足轻重的作用。本文以双河洞国家地质公园白云岩地区8种典型土地利用方式（人工草地、天然草地、旱地、竹林地、灌木林地、针叶林地、阔叶林地及针阔混交林地）为研究对象。利用土壤呼吸测量系统（SRS-SD2000,ADC,UK）,于2019年8月-2021年3月,定期测定了土壤呼吸及其主要环境因子,分析了各用地类型土壤呼吸的日动态和季节动态特征及其与土壤温、湿度等环境因子的关系,并结合单因素模型和相关性分析等方法,探究土壤呼吸的主要影响因素及其对环境的响应特征。结果表明:（1）在无降水事件干扰下,土壤环境因子具有明显的日变化和季节变化特征,各植被类型土壤温度昼夜变化明显,均呈现出单峰型的变化规律,在12:00～16:00出现最大值,4:00～6:00出现最小值,与大气温度变化趋势一致。各用地类型土壤温度季节变化表现为夏季>秋季>春季>冬季的趋势,与土壤温度变化相比,土壤湿度变化无论是昼夜变化还是季节变化均不显着,总体上呈现夏、秋高于冬、春的特点。（2）各土地利用方式土壤呼吸速率呈现大致相同的日变化趋势,均呈“昼高夜低”的单峰型变化特征,日变化最大值出现在13:00～15:00之间,最低值出现在3:00～5:00之间,且呈白天变幅大,夜间变幅小的特征。不同土地利用方式的土壤呼吸日均值存在显着差异,总体表现为:竹林地>人工草地>针叶林地>针阔混交林地>灌木林地>阔叶林地>天然草地>旱地。同一种植被间的变异系数较季节间的变异系数小,说明与植被类型相比,环境因子对土壤呼吸的影响更大。（3）不同土地利用方式土壤呼吸速率总体呈夏季>春季>秋季>冬季的特征,也呈单峰型的季节变化趋势,从春季-夏季,土壤呼吸速率增强,均在夏季达到最高值,而后逐渐减弱,在冬季达到最低值,与研究区的土壤温度季节变化趋势大致相同。根系较为发达的竹林地和人工草地季间变幅较大,而乔木林类季间变化较平缓。（4）对土壤呼吸昼夜变化的单因素方程模拟中,土壤呼吸与土壤温度呈显着正相关关系,与土壤湿度呈负相关关系,总体上夜间土壤温度模型拟合度优于白天,而白天土壤湿度模型拟合度优于夜间。在不同季节土壤温度拟合方程优于土壤湿度方程。（5）土壤有机碳含量与土壤呼吸变化呈正相关关系（P<0.01）,会对土壤呼吸产生一定促进作用。研究发现在该地区坡位、坡度等地形因子对土壤呼吸的影响机制不明,需进一步研究。表明在该研究区温度是土壤呼吸变化的主要影响因素。
李桂静[2]（2020）在《不同程度石漠化岩溶系统碳迁移机制研究》文中研究表明伴随着全球变暖和极端气候的频繁发生,碳循环引发了日益增多的关注。岩石圈作为地球最大的碳库,是全球碳循环的重要组成部分。岩溶作用通过驱动碳元素在不同界面之间的迁移转化,形成一种特殊碳迁移过程,这已成为目前研究的热点问题。但近年来针对岩溶区碳元素在大气-植被-土壤-岩石-水界面的研究多集中于部分界面碳的迁移过程,且岩溶区生境异质性强,导致对不同程度石漠化碳迁移过程相关研究的缺失。由于岩溶作用对外界环境响应敏感,岩溶区碳元素在不同界面间的迁移规律较为复杂。基于此,本研究于2018年在对云南建水县岩溶区野外实地调查的基础上,以基岩裸露度、植被类型、植被盖度、土层厚度和岩土接触面积5个指标模拟了5种不同程度石漠化（非石漠化、潜在石漠化、轻度石漠化、中度石漠化和重度石漠化）岩溶系统,采用人工降雨方式开展岩溶区碳元素在土-气、土-岩和土-水界面的迁移规律及影响因素的研究,并在此基础上初步确定了不同程度石漠化岩溶系统碳汇特征。本研究可阐释岩溶区不同程度石漠化碳元素在不同界面碳通量的差异及影响机制,有助于更加精确的计算岩溶碳汇量,旨在为后续碳水循环耦合模型的建立提供参数信息和基础数据。主要研究结果和结论如下:（1）不同程度石漠化土壤理化性质存在明显差异。随石漠化程度增加,土壤p H值增加,土壤有机碳和全氮含量降低,土壤碳氮比值增加。土壤p H偏碱会对土壤CO2浓度和岩溶系统碳的运移方向及产生重要影响。土壤碳氮比过高会限制土壤有机质的分解。不同程度石漠化土壤机械组成主要以粉粒为主（66.68%～77.35%）,其次是粘粒（19.15%～27.04%）,砂粒所占比例（1.91%～14.17%）最小。土壤粘粒含量和土壤孔隙度均随石漠化程度的增加而降低,这在一定程度上导致了土下岩溶作用随石漠化程度的增加而减弱。（2）通过土-气界面碳迁移特征研究发现,降雨显着激发了土气界面的碳迁移。与降雨前相比,非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化土气界面CO2释放速率分别增加了1.04～3.31倍,1.57～3.63倍,1.23～3.34倍,1.17～3.47倍和1.26～3.77倍。较大降雨量引发更长时间的土气界面CO2释放速率响应周期。土气界面CO2释放速率与降雨量呈正相关。石漠化程度的增加限制了土气界面的碳迁移。土气界面CO2释放速率及碳累积释放量随石漠化程度的增加而降低。模拟降雨期间,非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化土气界面碳累积释放量分别是150.80g,128.88 g,118.61g,107.48g,93.38g。暴雨（90mm）显着增加了土气界面的碳排放,不同程度石漠化土气界面碳排放量占碳累积排放量的比例为13.54%～14.19%。不同程度石漠化土气界面CO2释放速率与表层5cm处土壤温度、土壤湿度之间均呈指数函数相关。非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化Q10值分别是2.529,2.088,1.994,1.557,1.435,说明土气界面CO2释放速率对土壤温度的敏感性随石漠化程度的增加而下降。（3）岩溶系统中土壤CO2浓度与降雨量呈正相关,与石漠化程度呈负相关。非石漠化土壤CO2浓度垂向变化特征为单向梯度,而潜在、轻度、中度和重度石漠化为双向梯度。不同程度石漠化土气界面碳迁移都强烈依赖于0-15cm处土壤CO2浓度,表明土壤向大气排放的CO2是土壤中CO2的产生及其向地表运移的结果。石漠化程度和降雨量的交互作用对土壤CO2最大释放速率和不同深度土壤CO2浓度有极显着影响（P<0.01）,对土壤CO2平均浓度有显着影响（P<0.05）。（4）采用碳酸盐岩溶蚀速率分析不同程度石漠化土-岩界面的碳迁移特征,发现随着石漠化程度的增加,土岩界面的碳迁移速率减少。其中,非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化溶蚀速率分别是2.116 mg·cm-2·a-1,1.704 mg·cm-2·a-1,1.379 mg·cm-2·a-1,0.995 mg·cm-2·a-1,0.811 mg·cm-2·a-1,非石漠化标准试片平均溶蚀速率分别是潜在、轻度、中度和重度石漠化的1.24倍,1.53倍,2.13倍,2.61倍。非石漠化、潜在、轻度和中度石漠化试片溶蚀速率随土层深度的增加而增加,而重度石漠化试片溶蚀速率随土层深度的增加呈现先降低后增加的变化趋势,即土下5cm<地表<土下15cm<土下30cm,这是由于相对地下5cm,重度石漠化地表的溶蚀试片受降雨直接撞击、冲刷以及岩石物理风化的作用均比较强,导致地表岩溶作用相对较强。研究结果表明土壤温度和土壤湿度是影响土岩界面碳迁移的重要因素。此外,研究结果显示土气界面CO2释放速率、土壤CO2浓度与试片溶蚀速率之间均呈极显着线性正相关关系（P<0.01）,这表明土气界面的CO2排放与土壤中的CO2浓度,均受到岩溶作用的直接影响。（5）利用岩溶系统下渗水DIC通量分析岩溶系统土-水界面的碳迁移特征发现,不同程度石漠化程度岩溶系统下渗水DIC主要是HCO3-。不同程度石漠化下渗水DIC平均含量表现为潜在（132.50 mg/L）>轻度（125.25 mg/L）>中度（113.33 mg/L）>重度（112.44 mg/L）>非石漠化（76.70 mg/L）,这是由于非石漠化土水界面碳迁移受降雨稀释、水-气作用的影响,潜在、轻度、中度和重度石漠化土水界面碳迁移受到降雨稀释以及水-岩-气作用的共同影响。不同程度石漠化下渗水DIC通量表现为潜在（2720.77 mg）>中度（2522.15 mg）>重度（2503.75mg）>轻度（2459.67 mg）>非石漠化（1420.63mg）,研究结果表明产流量是控制下渗水DIC通量的决定性因素。模拟降雨期间,非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化土水界面累积碳排放量分别为2.38g,4.56g,4.13g,4.23g和4.20g。降雨量对下渗水DIC含量的影响主要表现为稀释效应,石漠化程度、降雨量及二者交互作用均对下渗水DIC含量及DIC通量有极显着的影响（P<0.01）。综上所述,岩溶系统不同界面间的碳迁移过程非常复杂。岩溶系统随着石漠化程度的增加,其土壤和植被的有机碳储量下降明显,但岩溶系统的碳排放量也是减小的。不同程度石漠化的岩溶系统碳排放主要集中于土气界面,非石漠化、潜在、轻度、中度和重度石漠化岩溶系统土气界面排放碳量是岩溶系统土水界面排放碳的63.36倍,28.26倍,28.72倍,25.41倍和22.23倍。研究进一步发现,由碳酸盐形成的碳储量在中度以上岩溶系统总碳储量中的比重高达90%,其中,重度石漠化岩溶系统总的碳储量是非石漠化的5.56倍,但重度石漠化岩溶系统的有机碳储量和植被碳储量只有非石漠化的0.21和0.61倍。稳定同位素δ13C分析结果表明,岩溶系统的排放碳主要来自土壤,其中土气界面排放碳中,来自土壤的比例是来自碳酸盐岩比例的9.82～14.32倍,岩溶系统土水界面排放碳中,来自土壤的比例是来自碳酸盐岩比例的1.11～1.86倍,研究结果为定量分析岩溶系统碳汇功能提供了重要依据。
庞丹波[3]（2019）在《断陷盆地区典型林分土壤有机碳组分特征研究》文中研究表明土壤有机碳在岩溶生态系统碳循环中占据重要地位,是碳转移的重要媒介,也是表征土壤质量的重要指标之一。植被恢复是我国近年来岩溶石漠化治理,促进碳固持和封存的重要举措。地质背景在调节土壤有机碳库大小、动态变化和稳定性方面具有重要作用,然而目前缺乏针对不同植被恢复模式和不同植被类型的研究,对于土壤微生物、酶活性、土壤呼吸等与土壤有机碳生物过程相关联的多过程同步研究比较薄弱。据此,本研究以岩溶断陷盆地区不同地质背景下（岩溶区与非岩溶区）,不同植被类型（天然次生林、桉树和云南松人工林）林地土壤作为研究对象,开展岩溶区与非岩溶区内不同植被类型土壤碳库大小、稳定性、动态变化和调控机制研究。主要采用野外定点调查取样与室内分析检测相结合的方法,定量计算岩溶区与非岩溶区内不同林分土壤有机碳（SOC）、活性有机碳组分（易氧化有机碳:EOC;微生物量碳:MBC;可溶性有机碳:DOC;水溶性有机碳:WSOC;热水溶性有机碳:WHEOC）和惰性碳（NLC）含量、储量变化特征和稳定性;分析土壤微生物和酶活性对岩溶区与非岩溶区土壤有机碳组分的影响机制和内在调控作用;同步测定岩溶区与非岩溶区土壤呼吸速率,计算碳排放通量;通过野外标准溶蚀试片计算碳酸盐岩溶蚀速率,进而估算产生的碳汇量。通过本研究阐释断陷盆地岩溶区与非岩溶区土壤有机碳储量的差异及内在作用机制,突出岩溶生态系统植被恢复在区域土壤固碳方面发挥的重要作用,为西南岩溶地区应对全球气候变化和减源增汇提供科学依据。主要研究结果如下:（1）岩溶区与非岩溶区三种植被类型土壤SOC、EOC、MBC、DOC、WSOC、WHEOC和NLC含量和储量均表现出随土层深度增加而降低的趋势,“表聚性”特征明显。相同植被恢复模式下,岩溶区土壤有机碳储量显着高于非岩溶区,天然次生林在碳固持方面明显优于桉树和云南松人工林。岩溶区天然次生林、桉树和云南松0-30cm 土层深度土壤有机碳储量分别为74.08 t/ha、50.52 t/ha和42.79 t/ha;非岩溶区天然次生林、桉树和云南松0-30cm 土层深度土壤有机碳储量分别为32.43 t/ha、27.49 t/ha和25.52 t/ha;岩溶区0-30cm土层深度平均土壤有机碳储量是非岩溶区的1.93倍。相同植被类型条件下,岩溶区土壤碳素效率（EOC/SOC、MBC/SOC、DOC/SOC、WSOC/SOC和WHEOC/SOC）和有机碳活度均低于非岩溶区,表明非岩溶区土壤有机碳活性高,矿化分解能力强,稳定性差。（2）地质背景导致岩溶区与非岩溶区土壤微生物群落适应策略产生显着差异,土壤微生物生物量和酶活性整体表现为岩溶区高于非岩溶区。岩溶区三种植被类型土壤微生物生物量和酶活性整体表现为天然次生林>桉树>云南松,而非岩溶区土壤微生物生物量则表现为天然次生林>云南松>桉树。岩溶区与非岩溶区相同植被类型下土壤微生物生物量和酶活性均具有明显的“表聚效应”。岩溶区三种植被类型土壤GP:GN显着高于（P<0.05）非岩溶区相同植被类型,表明地质背景导致岩溶区土壤更有利于向“寡营养型”细菌的积累。非岩溶区云南松土壤真菌群落生物量具有绝对优势,较高的F:B能够加速云南松土壤有机碳矿化分解。岩溶区除土壤微生物GP:GN与所有碳组分均呈显着负相关外,其他微生物群落指标均与各类碳组分呈显着正相关关系（P<0.05）。非岩溶区土壤微生物群落总脂肪酸、细菌、革兰氏阳性菌、革兰氏阴性菌、真菌、放线菌与丛枝菌根真菌仅与各活性有机碳组分呈显着正相关关系（P<0.05）。岩溶区土壤蔗糖酶、纤维素酶、酸性磷酸酶和过氧化氢酶与各类土壤碳组分呈显着正相关关系（P<0.05）;非岩溶区土壤酶活性仅与微生物量碳、可溶性有机碳、水溶性有机碳和热水溶性有机碳呈显着正相关关系（P<0.05）。（3）岩溶区三种植被类型土壤呼吸速率显着低于非岩溶区相同植被类型,表明岩溶区土壤呼吸速率对调控全球碳平衡作用不容忽视。岩溶区与非岩溶区三种植被类型土壤呼吸速率日、季尺度变化均呈现“单峰型”动态变化趋势。不同植被类型土壤呼吸速率在岩溶区与非岩溶区内均表现出天然次生林>桉树>云南松。岩溶区土壤呼吸速率与易氧化有机碳、可溶性有机碳、水溶性有机碳、热水溶性有机碳和惰性碳之间呈极显着正相关性（P<0.01）;非岩溶区土壤呼吸速率与土壤总有机碳、微生物量碳、可溶性有机碳和热水溶性有机碳呈极显着正相关性（P<0.01）。（4）岩溶区不同植被类型土下岩溶碳汇表现为天然次生林>云南松>桉树,表明天然次生林岩溶碳汇效应明显高于云南松和桉树人工林,岩溶区植被恢复有利于石灰岩溶解消耗土壤下层C02。不同年份三种植被类型土下溶蚀速率均表现为雨季明显高于旱季,雨季溶蚀速率在全年溶蚀速率中占据主导地位,雨热同期有利于岩溶作用的进行。岩溶区土壤呼吸速率与试片溶蚀速率之间呈极显着正相关（R2=0.775,P<0.01）,表明土壤呼吸产生的C02对岩溶作用具有促进作用,土壤C02积极参与岩溶作用的反应过程。土壤碳组分与岩溶作用呈正相关。（5）土壤呼吸作为土壤C库中C输出的主要形式,在岩溶区与非岩溶区对土壤碳组分具有极显着影响作用。岩溶区总脂肪酸、细菌群落和蔗糖酶对土壤碳组分影响最大,溶蚀作用对碳组分的影响作用虽小,但仍不容忽视;非岩溶区微生物数量少活性高,以“富营养型”的细菌和纤维素酶对土壤碳组分影响最大。综上所述,岩溶区特殊的环境条件相比于非岩溶区更加有利于土壤有机碳的积累。非岩溶区土壤有机碳稳定性较差,促进土壤活性有机碳库转化为更加稳定的惰性有机碳是非岩溶区未来土壤可能固碳的主要形式。相同植被恢复模式对土壤有机碳的关键生物学过程受地质背景调节。在全球变化背景下岩溶区土壤碳循环区别于非岩溶区,岩溶区发挥巨大的固碳效应。
范跃新[4]（2019）在《氮沉降对中亚热带米槠天然林土壤磷组分的影响及其调控机理》文中提出氮、磷是维持陆地生态系统生产力和生态功能的必需养分,而亚热带森林土壤相对缺磷,且日益增加的氮沉降可能会进一步加剧土壤磷限制。在此背景下,亚热带森林土壤磷组分对氮沉降如何响应?影响磷组分迁移和转化的关键生物和非生物因素是什么?目前仍不清楚。本研究依托2012年建立的米槠天然林长期氮沉降观测样地,设立对照（Control）、低氮(40 kg N ha-1y-1)和高氮(80 kg N ha-1y-1)三个处理。观测不同施氮处理下生长季和非生长季土壤磷组分（Hedley P）、土壤微生物（磷脂脂肪酸法PLFA和16SrRNA/ITS高通量测序）、土壤酶活性、以及土壤微生物量碳/氮/磷含量和土壤理化性质（pH、盐基离子和铁、铝氧化物等）的变化。旨在明晰氮沉降对中亚热带天然林土壤磷组分的影响及其影响机理,尝试揭开未来氮沉降背景下,亚热带森林生态系统维持土壤磷有效性的可能机制。结果发现,施氮显着降低了有机结合态铁、铝（Fep和Alp）和游离态铁、铝（Feo和Alo）的含量,增加了无定型铁、铝（Fed和Ald）的含量。施氮导致生长季和非生长季土壤的NaOH-Po含量和比例显着降低,而Resin-P含量和比例在非生长季显着增加,在生长季显着降低,说明施氮可能促进土壤有机磷的分解,增加有效磷供应,植物和微生物对土壤磷需求的季节变化也可能影响有效磷的含量。施氮显着降低了土壤微生物量磷（Microbial biomass phosphorus,MBP）含量和增加了微生物量碳（Microbial biomass carbon,MBC）磷比（MBC:MBP）和微生物量氮（Microbial biomass nitrogen,MBN）磷比（MBN:MBP）,说明施氮刺激了土壤微生物和植物的磷需求。施氮后β-葡萄糖苷酶（βG）和酸性磷酸酶（ACP）活性显着增加,且酶响应比均大于1,说明施氮增强了土壤酶活性。高通量测序结果表明施氮主要改变真菌的物种组成,且施氮后解磷细菌丰度降低,而解磷真菌丰度增加。根据冗余分析（RDA）结果,土壤铁、铝氧化物尤其是Fep和Alp与土壤磷组分显着相关,说明在氮沉降背景下,有机结合态铁、铝是影响土壤磷组分的关键非生物因素。外生菌根真菌（EMF）和酸性磷酸酶（ACP）与土壤磷组分显着相关,说明EMF可能是影响土壤磷组分的关键微生物类群,ACP活性的变化是调节土壤磷组分转化的另一个重要生物因素。此外,解磷微生物和土壤磷组分的相关分析表明,解磷细菌的慢生根瘤菌（Bradyrhizobium）和中慢生根瘤菌（Mesorhizobium）以及解磷真菌的曲霉菌（Aspergillus）可能在土壤磷转化中发挥主要作用。PICRUSt功能预测显示施氮显着增加了表层土壤中酸性磷酸酶、植酸酶和二酯酶等6种磷酸酶的丰度,这与ACP的观测结果保持一致,进一步支持和验证了土壤微生物通过增加磷酸酶的分泌促进有机磷分解来维持土壤磷有效性的可能机制。研究表明,施氮促进了土壤有机磷向有效磷的转化,这可能是氮沉降背景下米槠天然林土壤磷供应的主要方式,而土壤铁、铝氧化物以及EMF和ACP可能是影响土壤磷转化的关键非生物因素和生物因素。高通量测序和功能预测结果也进一步支持微生物增加磷酸酶分泌,促进有机磷分解来满足增加的磷需求。研究结果有助于明晰未来氮沉降背景下,亚热带森林生态系统维持土壤磷有效磷的可能机制,同时也可为区域森林经营措施的制定提供参考。
叶旺敏[5]（2019）在《模拟增温对杉木光合特性及产物分配的影响》文中研究指明自工业革命以来,由于CO2等温室气体的大量排放,导致全球气候变暖日渐加剧。据IPCC第五次报告指出,预计到21世纪末,全球大气温度可能升高0.3-4.8℃。亚热带森林植被具有丰富的碳储量,森林生产力较高,在陆地生态系统碳循环中占有重要地位。由于森林与气候之间存在密切关系,研究亚热带森林植被对全球气候变暖响应模式尤为重要,但目前有关全球变暖对亚热带森林植被不同叶龄叶片光合特性和光合产物分配过程的影响尚不清楚。本研究基于福建省三明市森林生态系统与全球变化研究站陈大观测点内开展的土壤增温（电缆加热,+4℃）实验,利用13CO2对生长盛期的杉木（4年生）进行野外原位脉冲标记,通过示踪13C在植物各器官含量,探究增温后杉木各器官光合产物分配过程的影响。此外,还测定了杉木不同叶龄叶片（当年生、1年生、2年生）气体交换特征参数、光响应参数及CO2响应参数、叶绿素含量,及各器官碳氮含量,探究杉木不同叶龄叶片光合特性间的差异及对增温的响应模式。旨在揭示全球气候变暖下亚热带森林植被生长的响应机制。本文主要结果如下:（1）杉木不同叶龄叶片净光合速率对增温的响应不同,其原因亦有所差异。其中,导致杉木当年生叶片净光合速率下降主要归因于非气孔限制因素,而杉木1年生、2年生叶片净光合速率在增温后显着增加的原因则存在气孔因素。（2）增温后,杉木不同叶龄叶片最大净光合速率变化趋势与其净光合速率变化一致,亦说明增温提高1年生、2年生叶片的光合潜力。增温降低了当年生和2年生叶片表观量子效率,1年生叶片则增加,表明增温后1年生叶片具有较高的光能利用效率。不同叶龄叶片暗呼吸速率在增温后表现出增加趋势。（3）增温后,杉木不同叶龄叶片最大羧化反应速率、最大电子传递速率、磷酸丙糖利用率与净光合速率和最大净光合速率变化趋势基本一致。1年生叶片光呼吸在增温后亦增加,这可能会加强杉木对有机物的消耗能力。另外,增温后杉木不同叶龄叶片Chl含量和N含量均呈降低趋势。（4）不同处理下,杉木叶片光合能力随叶龄增加大致呈降低趋势。同时,杉木叶片暗呼吸亦随叶龄增长而大致呈现出降低趋势。（5）增温降低了标记后1-21d内杉木各器官δ13C值和13C净增长比率的平均值,表明增温降低杉木对光合碳的固持能力。另外,增温处理在标记后1-21d内杉木地上部分13C及13C净增长比率的降幅大于对照处理,而杉木根系则高于对照处理,说明增温增加光合碳向地下部分的输入。（6）不同处理下,标记后1-21d内杉木叶、枝δ13C值和13C净增长比率的平均值均表现为随叶龄的增长而降低,其降幅则随叶龄增大而增大。增温后降低,表明杉木当年生叶、枝吸收固定的光合产物较多且用于自身生长,而1年生、2年生叶枝吸收固定的光合产物则较多输送给其它器官。（7）增温较对照相比,杉木地径和树高净生长量均表现出降低趋势。表明增温对生长盛期杉木生长存在一定抑制作用,这与本研究对杉木各器官δ13C值和13C净增长比率研究结果一致。
蒲敏,孙玉川,刘宁坤,刘九缠[6]（2019）在《岩溶区石漠化土壤CO2浓度和地表CO2通量研究》文中进行了进一步梳理【目的】探讨我国南方喀斯特石漠化地区CO2浓度分布和时空排放规律及岩区土壤有机碳含量、土壤温度及土壤含水率等环境因子对CO2浓度及释放速率的影响。【方法】采用静态密闭箱-气相色谱法,对2017年1～12月重庆市南川石漠化治理示范区岩溶碳汇试验区坡改梯及对照区非坡改梯的土壤CO2浓度和地表CO2通量进行原位监测。【结果】非坡改梯地区土壤CO2浓度比坡改梯地区大,坡改梯和非坡改梯地区土壤CO2浓度大多数随着土壤深度增加呈下降趋势;非坡改梯地区地表CO2释放通量高于坡改梯地区;土壤CO2浓度及释放通量均随季节有明显变化,在一定范围内土壤温度及土壤含水率都与地表CO2释放通量呈显着正相关关系,在个别月份出现显着变化,表现为巨大的源与汇。【结论】土壤CO2浓度主要受土壤有机碳、土壤温度、土壤含水率、土壤微生物及人为因素共同影响,地表CO2通量变化与植被覆盖、人类活动及土壤CO2浓度密切相关。
赵海娟[7]（2018）在《漓江水生生态系统C-N耦合过程研究》文中进行了进一步梳理自工业革命以来,随着化石燃料、化肥的泛滥和土地利用的剧烈变化,原本处于自然平衡状态的全球C-N循环已经发生改变,并导致一系列的全球环境问题的出现。这些问题对人类的生产生活产生了日益严重的影响,更为严重的是这些变化还在加剧。寻找遗失的碳、氮汇是目前全球碳、氮循环研究的前沿科学问题。遗漏碳汇的存在,一方面与碳循环模型计算中忽视了地质作用的碳汇与内陆水生系统的碳汇有关,另一方面则与忽视因人类活动导致的活性氮和大气氮沉降增加及其与碳循环相互作用产生的碳汇有关;遗漏氮汇的存在,一方面与内陆水生系统的氮汇量（水生生物固定和反硝化作用）不清楚有关,另一方面则与C-N之间相互作用对N生物地球化学过程的影响结果不清楚有关。因此,开展岩溶地表水生系统C-N耦合的研究,对深刻认识人类活动干预下的C-N等元素的生物地球化学循环以及解决遗漏汇问题等具有十分重要的科学意义。近年来全球变化作为一个科学问题开始出现,已逾越了科学范畴,并且成为制约当今世界发展的重大政治、经济和外交的因素。因此,通过岩溶地表水生系统C-N耦合及环境效应的研究,揭示岩溶地表水生系统C-N耦合过程,为应对气候变化的国家层面战略决策以及社会、经济发展提供对策和科学支撑。本文在漓江流域选取了8个采样点,于2016年7月至2017年6月进行一个水文年的监测,每月采样一次。在2016年10月30日至2016年11月1日,在漓江干流省里进行一次昼夜监测。分析漓江流域的水化学特征、NO3-与DIC来源及转化特征,解释漓江地表水生系统C-N耦合过程与碳酸盐风化及水生生物光合作用对NO3-及DIC的影响,说明有机碳的变化特征及来源。最后评价C-N耦合与碳酸盐岩风化的环境效应,及估算漓江地表水生系统C-N耦合过程对DIC和NO3-的利用通量。研究表明,漓江地表水体水化学类型为HCO3-Ca型。在阴离子组成中,NO3-和SO42-浓度仅次于HCO3-。NO3-质量浓度存在季节变化,冬季最高,春季最低,春季NO3-浓度最低。河水主要的阴阳离子存在明显的季节性,均表现为冬季>春季、秋季>夏季,这可能主要受控于降雨的稀释作用和水岩作用主导地位的交换。从空间变化上看,HCO3-、Ca2+及Mg2+质量浓度从上游到下游递增（岩溶区大于非岩溶区）,这主要受控于流域的地质背景。漓江水体水化学参数变化特征主要受降雨和水生生物作用的影响,而表现出显着的季节变化。漓江地表水体NO3-主要来源于土壤N、降雨及有机肥中的NH4+以及粪便和生活污水;N的转化过程主要是硝化过程和光合作用。[Ca2++Mg2+]/[HCO3-]的当量比值介于1.081.37,说明除碳酸对碳酸盐岩或者硅酸盐岩的溶蚀外硝酸等外源酸也参与了碳酸盐岩的风化,致使河水中[Ca2++Mg2+]/[HCO3-]当量比发生变化。水化学计算表明HNO3风化碳酸盐岩形成的DIC占DIC总量的8.64%;HNO3风化碳酸盐岩形成的(Ca2++Mg2+)占(Ca2++Mg2+)总量的14.15%。通过端元混合模型进行估算δ13CDIC-C值分布在-14.40‰-8.39‰之间,平均为-12.80‰,表明C-N耦合控制了漓江地表水体碳酸盐岩的风化过程。DIC浓度季节变化表现为冬季>春季、秋季>夏季,空间变化为从上游到下游递增（岩溶区大于非岩溶区）,这主要与流域碳酸盐岩空间分布不均有关。TOC以DOC为主,两者时空的分布特征一致。季节分布特征表现为:春季>秋季、冬季>夏季,春季水流缓慢,水质清澈,温度适宜,水生生物光合作用较强有关;而夏季水流湍急、水浊,不利于水生生物的生长,此外夏季湿热条件加快了有机质的分解;空间分布特征为:下游（岩溶区）高于上游（非岩溶区）,且DIC、NO3-与TOC浓度呈显着相关关系,DIC或者NO3-浓度越高,水生生物固定的有机质就越多。水体POC浓度春季最低,夏季最高;上下游差异不明显。δ13CDIC从时间分布来看,夏季最偏负,春季相对偏正;δ13CPOC值春季最偏负,夏季最偏正,同时δ13CPOC值与δ13CDIC值呈负相关,表明水生生物的光合作用可以使δ13CDIC值变重,同时可以使δ13CPOC值偏负。漓江流域内源有机碳占总有机碳的比例介于65.44%96.41%,平均为85.77%,即漓江地表水体中有86%的TOC来源于水生物的初级生产力。夏季TOC中内源有机碳的比例最低,春季TOC中内源有机碳的比例最高,秋冬季差异不明显。这可能与春季水生生物的光合作用较强,而夏季水生生物的光合作用受到了限制。内源有机碳中来自水生生物光合作用利用HCO3-生成的有机碳的比例介于54.89%82.79%之间,平均为69.36%。通过对DIC与NO3-不同分段下TOC浓度平均值的分析发现,NO3-可以促进DIC向TOC的转化,DIC处于50100mg/L时,NO3-促进作用最显着,低浓度（050mg/L）情况下,促进作用次之,高浓度（100200mg/L）时,促进作用最弱。通过对漓江干流（省里）监测,发现各物理化学参数(T、pH、EC、DO、pCO2、SIc、δ13CDIC以及Ca2+、HCO3-、NO3-)表现出明显的有规律的昼夜变化,并且表现出两种不同的变化模式,其中T、pH、SIc、DO、δ13CDIC表现出白天上升夜间下降的趋势,相反,EC、Ca2+、HCO3-、pCO2、NO3-则表现出白天下降夜间上升的趋势。同时监测点DOC浓度也表现出白天上升夜间下降的变化,但变化趋势没有其他物理化学参数明显。HCO3-和NO3-昼夜变化可能主要受水生生物新陈代谢（白天以光合作用为主,夜间以呼吸作用为主）的影响。DOC浓度总体上呈现出白天浓度逐渐升高,夜间浓度逐渐降低的变化趋势。夜间,由于没有光合作用,水生生物呼吸作用消耗了DOC,造成DOC浓度的下降;而在白天,水生生物光合作用合成的DOC超过呼吸作用消耗的DOC,造成DOC浓度的升高。同时DOC与HCO3-和NO3-呈反相关（DOC浓度上升,而HCO3-和NO3-浓度下降）,也就是水生生物可以利用HCO3-和NO3-合成有机物,并且这一生产量大于呼吸消化的量。水生生物通过光合作用利用HCO3-和NO3-合成有机物,消耗HCO3-和NO3-是按照8:1的比例进行的,而且随着DIC或者NO3-浓度的升高,漓江地表水生系统的DOC浓度也升高。漓江地表水生生态系统C-N耦合过程主要体现在两方面,一方面是硝酸参与了碳酸盐岩的风化,在漓江流域总出口阳朔水文站断面一个水文年的监测数据表明,漓江流域DIC-C的输出总量为146.24Gg C/a,NO3--N的输出总量为8.74Gg N/a,由于C-N耦合过程的影响,其中8.64%的DIC来自硝酸溶蚀碳酸盐岩,在某些情况下,岩溶地表水体中硝酸风化碳酸盐岩会形成一个碳源;另一方面,水生生物参与的岩溶地表水生系统C-N耦合过程,C-N耦合过程中水生生物固定DIC-C总量达7.89Gg C/a,固定NO3--N总量达1.53Gg N/a。
张陶[8]（2018）在《漓江典型断面水气界面CO2交换的通量、变化及控制机制》文中提出河流作为连接陆地和海洋生态系统两大碳库的重要环节,成为全球碳循环研究的一个重要组成部分。但是河流并不是单纯地输送陆地碳到海洋的被动通道,而是在输送过程中受到许多物理和生物地球化学过程的影响,如沉积、埋藏、有机碳矿化以及水气界面CO2交换。最新的研究成果表明河流表现出显着的CO2脱气效应,其通量高达1.8 PgC/yr,给目前面临的不明确“陆地剩余碳汇”（residual land sink）带来极大的压力,因而河流水气界面CO2交换成为近年来河流碳生物地球化学循环过程研究中备受关注的研究热点之一。碳酸盐岩作为全球最大的碳库（107 PgC）,积极地参与了现代全球碳循环,其对全球碳循环的重要性不言而喻。碳酸盐岩通过岩溶作用消耗土壤/大气CO2,从而对大气起到减源增汇的作用。但是,岩溶碳汇效应因其稳定性问题一直受到极大地质疑,认为碳酸盐岩风化消耗的土壤/大气CO2又通过碳酸盐岩沉积,以CO2脱气的形式返回到大气中,从而并没有形成碳汇。因此,岩溶水体水气界面CO2交换过程也成为评价岩溶碳汇稳定性的关键过程。我国是岩溶大国,岩溶面积占全国面积的三分之一,因此,结合我国地域特色与河流水气界面CO2交换过程,对于深入了解岩溶区河流水气界面碳循环、准确评价岩溶碳汇效应具有重要意义。本文以桂林市漓江流域为例,选择上游位于岩溶区与非岩溶区交界区的大面圩断面（DM）和下游位于纯岩溶区的普益断面（PY）于2016年8月到2017年11月开展河流水气界面CO2交换不同时间尺度（季节、昼夜以及降雨事件）的监测采样工作。现场监测大气环境参数（气温、气压、大气CO2浓度）、水动力条件（流速、水深）、水化学参数(水温、pH、溶解氧、电导率、HCO3-、Ca2+)等,利用浮游箱法和模型法监测计算CO2交换通量。此外,室内分析阴阳离子、溶解有机碳（DOC）、颗粒有机碳（POC）以及同位素参数(δ13CDIC、δ13CPOC、Δ14CDIC、Δ14CPOC)等。研究结果表明:（1）漓江典型断面水气界面CO2交换表现出显着的季节变化,且主要受到降雨量、流量以及流速条件的变化控制,但同时也受到生物作用的影响。在旱季,由于流量较稳定,加之降雨较少,土壤CO2并不丰富,从而输入较少,使得水气界面CO2交换相对稳定,此外由于较低的流速以及亚热带冬季相对较高的水温,水生生物的代谢过程使得CO2交换量出现轻微的波动。在雨季,降雨量增多,土壤微生物活动增强,土壤高浓度CO2输入河流,使得水气界面CO2交换量增大,同时由于大量的降水使得流量显着增大,引起稀释作用,使得CO2交换量出现显着的波动。（2）漓江典型断面水气界面CO2交换在全年都表现出显着的短时间尺度上的变化。在全年未降雨时,CO2交换受到水生生物代谢过程的控制,基本都表现出白天上升、夜间下降的昼夜变化趋势。在降雨过程中,CO2交换主要受到水位变化控制。当水位变化很小时,CO2交换受到水生植物代谢过程的控制并延续之前的昼夜变化,只是强度改变但趋势不变。但是,当水位变化剧烈时,CO2交换受到水位变化控制。在不同的水位变化阶段受到不同的因素影响,表现为在水位变化剧烈的上升或下降阶段CO2交换受到水位变化的控制,在水位趋向稳定的阶段则受到水生植物代谢过程的影响表现出规律的昼夜变化,在水位缓慢下降或上升中则受到水位变化和水生植物代谢过程的共同影响。（3）利用河流DIC、POC以及DOC的δ13C和Δ14C值,通过端元法计算河流DIC（或逸出CO2）的来源。DM断面DIC在冬夏两个季节都受到大气CO2的控制,贡献率都>57%,使得水体pCO2与大气pCO2相差不大,因此受到水生植物代谢过程的控制在冬夏季节都发生了CO2脱气和吸收大气CO2的显着的昼夜变化现象。PY断面夏季逸出CO2主要来源于碳酸盐岩,贡献率为44.3%,在冬季其DIC则受到大气CO2的控制,贡献率为61.3%,促使水体pCO2在夏季显着大于大气pCO2,在冬季则显着小于大气pCO2,因此在PY断面夏季全部为CO2脱气,在冬季全部为吸收大气CO2。（4）漓江典型断面水气界面CO2交换在强度和方向表现出显着的时空变化。在CO2交换强度上,以昼夜变化为变化单元。其中,在水位稳定时期,受到水生生物代谢过程的控制,但是在降雨多发和水位变化剧烈时期,CO2交换强度的昼夜变化趋势会被水位的变化削弱或打断。在CO2交换方向上,以季节变化为变化单元,受到河流DIC（逸出CO2）来源的控制,当河流DIC主要来源于大气CO2时,表现出显着的CO2脱气和吸收大气CO2的现象,但当DIC主要来源于碳酸盐岩时,则表现出显着的CO2脱气。因此,漓江典型断面水气界面CO2交换强度和方向的时空变化是以水位变化为前提,受到内部水生生物代谢过程和外部DIC来源变化的共同控制。（5）以昼夜变化为基础,计算漓江干流（DM到PY断面）CO2交换通量、岩溶碳汇通量。漓江干流总体上表现为CO2脱气,其脱气通量为9352.34 tC/yr,其中来源于碳酸盐岩端元的CO2脱气通量为4190.58 tC/yr。但是,在冬季表现出显着的吸收大气CO2,其吸收通量为393.12 tC/yr。因此,漓江干流由碳酸形成的碳酸盐岩风化碳汇通量为44861.82 tC/y,扣除脱气通量之后,形成了40671.24tC/yr的岩溶碳汇通量。来源于碳酸盐岩端元的CO2脱气量仅占碳酸盐岩净风化碳汇量的9.34%,并没有全部以CO2脱气的形式返回大气,而是形成了非常可观的岩溶碳汇通量,约为0.04 TgC/yr。
原雅琼[9]（2016）在《水生光合生物对漓江流域水化学和岩溶碳汇的影响》文中研究表明全球气候变暖以及全球气候的变化越来越受到科学界的关注。对碳循环的过程、机制的研究,特别是致力于减少大气CO2浓度的碳汇和封存技术的研究仍是本世纪全球变化研究的核心问题之一。岩溶碳汇曾经被认为速率小,是一个长时间尺度的地质过程而在碳循环过程中被忽略。最近数十年的研究证明碳酸盐岩风化是一个快速而敏感的反应过程,已被科学界所接受,IPCC第五次气候变化评估报告将其从万年—亿年尺度调整为千年尺度。但碳酸盐岩溶解是一个可逆的过程,Curl认为岩溶地质作用是一个碳迁移过程,而不是碳汇。而基于水-岩-气-生相互作用的碳酸盐岩风化模型是回应这一质疑的关键。即水生光合生物对水体中碳酸氢根的光合利用,可以将岩石风化形成的溶解无机碳转化为有机碳,使地质碳汇,特别是岩溶碳汇,以有机碳的形式稳定下来,起到与海洋过程类似的“生物碳泵”作用。这一过程已在实验室条件和岩溶小流域研究中被证实,且比例可观,而对较大岩溶流域的研究较少。因而,本文选取一个较大的典型岩溶流域—漓江流域,通过对河流水化学特征,无机碳、有机碳地球化学特征的研究,分析水生光合生物对河流水化学、无机碳和有机碳影响的季节性变化特征及主要影响因素,进而估算流域水生生物“生物碳泵”作用对岩溶碳汇稳定性的贡献。本文在漓江流域自上游到下游选取了华江、灵渠、大溶江、桂林水文站、潮田河、冠岩、兴坪、遇龙河和阳朔水文站9个采样点,并分别于2015年4月、2015年7月、2015年10月、2016年1月进行采样分析,研究水生光合生物作用的季节性变化。并在2015年11月8日至2015年11月12日,在阳朔水文站断面进行了一次暴雨昼夜监测,分析洪水过程中无机碳、有机碳的变化特征及水生光合生物的作用。研究结果表明,漓江流域水化学类型为HCO3-Ca型。非洪水过程中,水化学主要参数受降雨和水生生物作用,表现出明显的季节性,Ca2+、HCO3-等主要离子表现为冬季最高,夏季最低的特征。Ca2+、Mg2+、HCO3-主要来源于岩石风化,特别是碳酸盐岩的风化;K+与Na+的变化主要受降雨、硅酸盐岩的风化及人类活动的影响;而Cl-、SO42-和NO3-主要受降雨和人类活动的影响。漓江流域水化学主要受控于碳酸盐岩的风化,因而在空间分布上,TDS以及最主要的Ca2+、Mg2+、HCO3-浓度随碳酸盐岩分布比例的增加而增大。而对于水生光合生物而言,春、秋季水生生物的光合作用对河流水化学影响显着,而在空间上,HCO3-浓度较高的岩溶区支流和流域干流（桂林至阳朔段）水生生物作用更为突出,相应的河流有机碳含量（主要为DOC）也相对更高。而在洪水过程中,水化学指标主要受控于流量的变化。Ca2+、HCO3-和DOC有着一致的变化趋势,其浓度的动态变化主要受流量的稀释作用影响,经历了一个先剧烈下降后缓慢上升的过程,其浓度最低值较洪峰到来的时间滞后10小时。而POC和TSM值受流量控制,与流量的增减相一致,并较非洪水过程有着急剧的增加,这与地表径流对土壤的强烈侵蚀有关。漓江流域水生光合生物对水体无机碳的利用普遍存在,且表现显着。该过程可以产生δ13CDIC值的分馏,使其偏正。水生光合生物对无机碳的影响存在显着的季节差异,春、秋季水生生物生长茂盛,光合作用利用碳酸氢根,从而使的δ13CDIC值偏正,分馏可达3‰。冬季因水温低,水生植物生长缓慢,分馏不显着。夏季因水动力条件强,水气交换强烈,水生植物直接利用HCO3-占总无机碳的比例较小,分馏不显着,再加上夏季偏负的土壤CO2的影响,使得δ13CDIC值在夏季偏负。而洪水过程中δ13CDIC值的变化与夏季相类似,洪水过程前因水生光合生物对HCO3-的利用,δ13CDIC值偏正。洪水过程中,水生光合生物所利用的HCO3-在无机碳中的比例减小,分馏减弱,δ13CDIC值变负,再加上偏负的土壤CO2的参与,使δ13CDIC值更负,整个洪水过程前后,δ13CDIC值变轻达3‰。漓江流域洪水过程和非洪水过程有机碳来源存在显着差异,非洪水过程中有机碳以DOC为主,并主要来自水生生物的初级生产力。且来自水生光合生物光合利用碳酸氢根离子生成的有机碳的比例占总内源有机碳的60%。而在洪水过程中,有机碳中DOC和POC含量基本相当,POC略高,并且外源有机碳比例显着增加。在漓江流域总出口阳朔水文站2015年度一个水文站的数据表明,漓江流域水化学特征表现为碳酸盐岩风化占绝对优势,比例为97.5%。其中碳酸风化碳酸盐岩对河水的贡献比例最大,平均79.2%;其次为硫酸风化碳酸盐岩,平均18.3%。碳酸盐岩风化、硅酸盐岩风化和生物碳泵作用的碳汇强度分别为69.2,4.8和14.5t CO2·a-1·km-2。本年度因更为丰富的降水,其碳汇强度显着高于往年,但各碳汇类型间的相对比例差别不大。生物碳泵作用稳定的碳汇量大致相当于岩溶碳汇的20%,数量可观。
赵瑞一[10]（2016）在《重庆南川岩溶区不同土地利用类型下碳运移特征及其影响因素》文中进行了进一步梳理随着全球气候变暖以及极端气候事件的频频发生,碳循环逐渐受到人们的重视。碳酸盐岩作为全球最大的碳库,其对全球碳循环的重要性不言而喻。碳酸盐岩通过岩溶作用消耗大气或土壤CO2,对大气起到减源增汇的作用。受上覆植被类型、土壤理化性质、耕作方式以及HNO3和H2SO4等强酸影响,不同土地利用类型下的土壤CO2浓度及岩溶碳循环具有明显差异。为此,弄清岩溶区不同土地利用类型下碳运移特征及其影响因素,有助于准确估算岩溶碳汇效应,并为改善土地利用方式以增强岩溶碳汇效应提供理论依据。本文以重庆市南川区柏树湾泉域、兰花沟泉域和后沟泉域为例,通过监测岩溶泉水化学性质,探讨不同土地利用类型下岩溶碳循环的差异。另外,本文通过研究3个泉域上覆土壤理化性质、植被类型以及土壤CO2,并运用稳定碳同位素对碳在各圈层的运移进行示踪,揭示不同土地利用类型下碳运移特征及其影响因素的差异。3个岩溶泉中的阳离子均以Ca2+为主,但阴离子组成具有明显差异。柏树湾泉域受人类活动干扰小,阴离子主要以HCO3-为主,泉水为HCO3-Ca型。兰花沟泉域和后沟泉域受氮肥及煤铁残渣等因素影响,NO3-和SO42-的含量增加,泉水属于HCO3·SO4-Ca型。通过水化学性质计算出了3个泉域的岩溶碳汇效应。在不同土地利用类型下,岩溶作用对土壤CO2的净消耗量具有明显差异,柏树湾泉域岩溶作用对土壤CO2的净消耗量最大,后沟泉域最小,兰花沟泉域居中。在不同季节,岩溶作用对土壤CO2的净消耗量也会发生变化。其中柏树湾泉域土壤CO2净消耗量由旱季的2.17 mmol·L-1增加到雨季的2.31 mmol·L-1;兰花沟泉域和后沟泉域土壤CO2的净消耗量则分别由旱季的0.58 mmol·L-1、-0.15 mmol·L-1下降到雨季的0.27mmol·L-1、-0.27mmol·L-1。3个泉域土壤CO2浓度具有明显的季节变化特征,即雨季土壤CO2浓度明显大于旱季。兰花沟泉域和后沟泉域土壤CO2浓度与土壤温度呈正相关关系（0.05<P<0.1）,雨季土壤温度升高促进了土壤CO2的产生,但土-气之间的CO2通量也随温度升高而增加,导致兰花沟和后沟泉域岩溶作用对土壤CO2的净消耗量在雨季并没有增加。不同土地利用类型下土壤CO2浓度也存在明显差异:无论雨季还是旱季,柏树湾泉域土壤CO2浓度均大于兰花沟和后沟泉域;旱季兰花沟泉域土壤CO2浓度小于后沟泉域,而雨季兰花沟泉域20cm和50cm处土壤CO2浓度大于后沟泉域。在土壤CO2浓度的垂向变化上,柏树湾泉域土壤CO2浓度在雨季和旱季均出现双向梯度;兰花沟泉域土壤较薄,土壤CO2浓度随土壤深度的增加而增加;后沟泉域土壤CO2浓度在旱季表现为双向梯度,在雨季则随土壤深度增加而增加。上覆植被以及土壤性质是导致不同土地利用类型下土壤CO2浓度变化特征出现差异的主要原因。柏树湾泉岩溶作用对土壤CO2的净消耗量最大且雨季大于旱季,与土壤CO2浓度的变化一致。但兰花沟和后沟CO2净消耗量却与土壤CO2浓度变化趋势相反,并且无论兰花沟泉域土壤CO2浓度是否大于后沟泉域,其土下岩溶作用对土壤CO2的净消耗量均大于后沟泉域。这说明土壤CO2浓度并不是影响兰花沟和后沟泉域土下岩溶作用的主要因素。在不同的土地利用类型下,受土壤性质及人类活动等影响,碳运移特征及其影响因素也会出现差异。室内模拟实验中设计了6个不同的处理,以分析不同因素对土下岩溶作用及碳运移特征的影响。实验结果表明,H2SO4含量增加导致土下岩溶作用增强,但岩溶作用对CO2的净消耗量并没有随之增加。并且当H2SO4溶蚀碳酸盐岩产生CO2没有再次参与岩溶作用时,岩溶作用对CO2的净消耗量随H2SO4含量的增加而减少;降水对下渗水的水化学性质产生了明显的稀释效应,即降水量增加导致下渗水中各离子浓度减小;土壤厚度既可以通过土壤CO2又可以通过土壤中H2SO4含量间接影响土下岩溶作用强度及碳在各圈层中的运移方向。通过监测土壤CO2的δ13C以及泉水δ13CDIC发现,雨季植物残体以DOC的形式进入底部土壤也是引起底部土壤CO2δ13C变化的重要原因,因此仅仅依靠土壤CO2的δ13C并不能判断HNO3和H2SO4溶蚀碳酸盐岩后产生的CO2是否返回到土壤中。兰花沟泉和后沟泉水化学性质及泉水δ13CDIC显示,HNO3和H2SO4溶蚀碳酸盐岩后产生的CO2并没有全部再次对碳酸盐岩进行溶蚀。在降水减少的时期,土壤CO2因水岩接触时间增加,其对碳酸盐岩溶蚀量的贡献增加。但HNO3和H2SO4溶蚀碳酸盐岩后产生的CO2对碳酸盐岩的溶蚀作用也随之加强,这意味着更多来自碳酸盐岩的碳进入到水体中。另外,由于表层土壤呈酸性,在土壤水下渗速率减慢时,更多的H+与HCO3-结合,较轻的碳从水体中脱离,从而导致岩溶泉水δ13CDIC偏重。以上作用共同控制泉水δ13CDIC,导致泉水δ13CDIC不能反映出岩溶碳汇效应的变化。以上结果表明,受上覆植被类型、土壤性质及人类活动影响,本研究中林地岩溶作用对土壤CO2的净消耗量主要受土壤CO2浓度控制;而在农用地,岩溶作用对土壤CO2的净消耗量主要受降水控制。另外,运用碳同位素技术估算岩溶碳汇效应时,HNO3和H2SO4溶蚀碳酸盐岩后产生的CO2脱离水体可能会导致计算结果出现偏差。因此在研究岩溶碳汇效应时,需考虑此部分CO2运移方向对其产生的影响。
二、亚热带森林岩溶区土壤CO_2迁移动态初步研究（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、亚热带森林岩溶区土壤CO_2迁移动态初步研究（论文提纲范文）
（1）岩溶地区土壤呼吸特征及其影响因素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 土壤呼吸研究进展 |
| 1.2.2 土壤呼吸影响因素研究 |
| 1.3 研究目标、内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 2 研究区基本概况及研究方法 |
| 2.1 研究区基本概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地质地貌 |
| 2.1.3 气候、植被、土壤概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 监测点选择 |
| 2.2.2 野外样本监测及室内实验 |
| 2.2.3 数据处理方法 |
| 3 主要环境因子分析 |
| 3.1 土地利用方式 |
| 3.2 气象因子特征 |
| 3.3 土壤温度变化特征 |
| 3.4 土壤湿度变化特征 |
| 3.5 土壤理化性质 |
| 3.6 地形因子特征 |
| 4 土壤呼吸变化特征 |
| 4.1 土壤呼吸日变化特征 |
| 4.1.1 春季土壤呼吸日变化特征 |
| 4.1.2 夏季土壤呼吸日变化特征 |
| 4.1.3 秋季土壤呼吸日变化特征 |
| 4.1.4 冬季土壤呼吸日变化特征 |
| 4.2 土壤呼吸季节变化特征 |
| 4.3 土壤呼吸各季节比率 |
| 5 土壤呼吸影响因素分析 |
| 5.1 不同土地利用方式对土壤呼吸的影响 |
| 5.2 不同季节土壤呼吸对土壤温湿度的响应 |
| 5.2.1 春季土壤呼吸对土壤温湿度的响应 |
| 5.2.2 夏季土壤呼吸对土壤温湿度的响应 |
| 5.2.3 秋季土壤呼吸对土壤温湿度的响应 |
| 5.2.4 冬季土壤呼吸对土壤温湿度的响应 |
| 5.3 其他因子对土壤呼吸的影响 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 研究生期间发表论文、参与科研项目及学术会议情况 |
| 参与科研项目 |
| 发表论文 |
| 获奖情况 |
（2）不同程度石漠化岩溶系统碳迁移机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 岩溶作用与碳迁移过程 |
| 1.2.2 岩石化学风化过程对碳迁移的影响 |
| 1.2.3 影响岩溶区碳迁移的其他因素 |
| 1.2.4 岩溶碳迁移过程与碳汇的研究方法 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.3.1 拟解决科学问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 2 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 试验装置及材料 |
| 2.2.2 试验设计 |
| 2.2.3 样品采集 |
| 2.2.4 试验测试分析 |
| 2.2.5 数据处理与分析 |
| 3 不同程度石漠化土壤性质差异 |
| 3.1 土壤物理性质分析 |
| 3.1.1 土壤机械组成 |
| 3.1.2 土壤容重及孔隙度 |
| 3.2 土壤化学特征分析 |
| 3.2.1 土壤pH值 |
| 3.2.2 土壤有机碳、氮含量 |
| 3.3 土壤微生物量特征分析 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 土壤物理性质对碳迁移的影响 |
| 3.4.2 土壤化学性质对碳迁移的影响 |
| 3.5 小结 |
| 4 不同程度石漠化土-气界面碳迁移特征 |
| 4.1 不同程度石漠化土壤CO_2释放速率动态特征 |
| 4.1.1 降雨对不同程度石漠化土壤CO_2释放速率的激发效应 |
| 4.1.2 不同程度石漠化土壤CO_2平均释放速率对降雨的响应周期 |
| 4.1.3 不同程度石漠化土壤CO_2释放速率对降雨量的响应特征 |
| 4.2 不同程度石漠化土壤CO_2释放速率影响因素分析 |
| 4.2.1 土壤温度对土壤CO_2释放速率的影响 |
| 4.2.2 土壤湿度对土壤CO_2释放速率的影响 |
| 4.2.3 土壤温湿度共同作用对土壤CO_2释放速率的影响 |
| 4.3 不同程度石漠化土气界面碳累积释放量 |
| 4.4 不同程度石漠化降雨后土气界面累积碳排放量及响应特征方差分析 |
| 4.5 不同程度石漠化土壤CO_2浓度时空特征 |
| 4.5.1 降雨对不同程度石漠化土壤CO_2浓度的激发效应 |
| 4.5.2 不同程度石漠化土壤CO_2平均浓度对降雨量的响应特征 |
| 4.5.3 不同程度石漠化土壤CO_2浓度的空间变化特征 |
| 4.6 土壤CO_2浓度影响因素分析 |
| 4.6.1 土壤温度对土壤CO_2浓度的影响 |
| 4.6.2 土壤湿度对土壤CO_2浓度的影响 |
| 4.6.3 土壤温湿度共同作用对土壤CO_2浓度的影响 |
| 4.7 不同程度石漠化土壤CO_2浓度对碳迁移的影响 |
| 4.8 不同程度石漠化降雨后土壤CO_2浓度及响应特征方差分析 |
| 4.9 讨论 |
| 4.9.1 土气CO_2通量变化特征 |
| 4.9.2 土壤CO_2浓度变化特征 |
| 4.9.3 土气CO_2通量和土壤CO_2浓度的影响因素 |
| 4.10 小结 |
| 5 不同程度石漠化土-岩界面碳迁移特征 |
| 5.1 不同程度石漠化标准试片溶蚀量 |
| 5.2 不同程度石漠化岩溶溶蚀速率 |
| 5.3 不同程度石漠化岩溶碳汇量 |
| 5.4 岩溶溶蚀速率影响因素 |
| 5.4.1 土壤温度和土壤湿度对溶蚀速率的影响 |
| 5.4.2 土气界面CO_2释放速率对溶蚀速率的影响 |
| 5.4.3 土壤CO_2浓度对溶蚀速率的影响 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 溶蚀速率变化特征 |
| 5.5.2 溶蚀速率影响因素 |
| 5.6 小结 |
| 6 不同程度石漠化土-水界面碳迁移特征 |
| 6.1 不同程度石漠化下渗水水化学性质动态变化 |
| 6.1.1 下渗水水化学指标动态变化及其对降雨量的响应 |
| 6.1.2 不同程度石漠化下渗水水化学指标差异 |
| 6.2 不同程度石漠化下渗水DIC含量动态变化 |
| 6.2.1 下渗水DIC含量动态变化及其对降雨量的响应 |
| 6.2.2 不同降雨量条件下渗水DIC平均含量 |
| 6.2.3 不同程度石漠化下渗水DIC含量差异 |
| 6.3 不同程度石漠化下渗水DIC通量及土水界面累积碳排放量 |
| 6.4 下渗水DIC通量影响要素分析 |
| 6.4.1 降雨量及产流量对下渗水DIC通量的影响 |
| 6.4.2 下渗水DIC含量对下渗水DIC通量的影响 |
| 6.4.3 下渗水产流量和DIC含量共同作用对下渗水DIC通量的影响 |
| 6.5 不同程度石漠化降雨后下渗水DIC通量及响应特征方差分析 |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 下渗水水化学性质变化特征 |
| 6.6.2 下渗水DIC含量变化特征 |
| 6.6.3 下渗水DIC通量变化特征 |
| 6.7 小结 |
| 7 不同程度石漠化表层岩溶系统碳汇功能与排放碳的来源特征研究 |
| 7.1 不同程度石漠化表层岩溶系统土壤δ~(13)C含量变化特征 |
| 7.2 岩溶系统土-气界面碳排放特征及其来源分析 |
| 7.2.1 石漠化程度对土-气界面CO_2δ~(13)C含量的影响 |
| 7.2.2 降雨量对土-气界面CO_2δ~(13)C含量的影响 |
| 7.2.3 岩溶系统土-气界面排放碳来源分析 |
| 7.3 岩溶系统土-水界面排放碳特征及其来源分析 |
| 7.3.1 石漠化程度对土-水界面δ~(13)C_(DIC)含量的影响 |
| 7.3.2 降雨量对土-水界面δ~(13)C_(DIC)含量的影响 |
| 7.3.3 岩溶系统土-水界面排放碳来源分析 |
| 7.4 不同程度石漠化岩溶系统碳汇功能的差异性分析 |
| 7.5 讨论 |
| 7.5.1 土壤δ~(13)C含量变化特征 |
| 7.5.2 土气界面CO_2δ~(13)C含量变化特征 |
| 7.5.3 δ~(13)C_(DIC)含量变化特征 |
| 7.6 小结 |
| 8 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 导师简介 |
| 获得成果目录清单 |
| 致谢 |
（3）断陷盆地区典型林分土壤有机碳组分特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 土壤有机碳及其组分 |
| 1.2.2 土壤有机碳组分稳定性 |
| 1.2.3 土壤微生物对土壤有机碳的影响 |
| 1.2.4 土壤酶活性对土壤有机碳的影响 |
| 1.2.5 土壤呼吸及其影响因素 |
| 1.2.6 岩溶碳汇及其影响因素 |
| 1.3 研究目标及意义 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.4.1 拟解决的关键科学问题 |
| 1.4.2 主要研究内容 |
| 1.5 研究技术路线图 |
| 2 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 样地设置 |
| 2.3 土壤样品采集 |
| 2.4 样品室内分析 |
| 2.4.1 土壤碳组分测定方法 |
| 2.4.2 土壤微生物群落结构测定方法 |
| 2.4.3 土壤酶活性测定方法 |
| 2.5 土壤呼吸实验布设和测定 |
| 2.6 岩溶碳汇实验布设和测定 |
| 2.7 数据处理与分析 |
| 2.7.1 数据处理 |
| 2.7.2 数据分析 |
| 3 岩溶区与非岩溶区土壤有机碳特征研究 |
| 3.1 土壤总有机碳含量变化特征 |
| 3.2 土壤活性有机碳含量变化特征 |
| 3.2.1 土壤易氧化有机碳含量变化特征 |
| 3.2.2 土壤微生物量碳含量变化特征 |
| 3.2.3 土壤可溶性有机碳含量变化特征 |
| 3.2.4 土壤水溶性有机碳含量变化特征 |
| 3.2.5 土壤热水溶性有机碳含量变化特征 |
| 3.3 土壤惰性碳含量变化特征 |
| 3.4 土壤活性有机碳组分比例分配(碳素效率)特征 |
| 3.4.1 土壤易氧化有机碳分配特征 |
| 3.4.2 土壤微生物量碳分配特征 |
| 3.4.3 土壤可溶性有机碳分配特征 |
| 3.4.4 土壤水溶性有机碳分配特征 |
| 3.4.5 土壤热水溶性有机碳分配特征 |
| 3.4.6 土壤有机碳活度变化特征 |
| 3.5 土壤惰性碳分配特征 |
| 3.6 土壤总有机碳储量变化特征 |
| 3.7 土壤活性有机碳储量变化特征 |
| 3.7.1 土壤易氧化有机碳储量变化特征 |
| 3.7.2 土壤微生物量碳储量变化特征 |
| 3.7.3 土壤可溶性有机碳储量变化特征 |
| 3.7.4 土壤水溶性有机碳储量变化特征 |
| 3.7.5 土壤热水溶性有机碳储量变化特征 |
| 3.8 土壤惰性碳储量变化特征 |
| 3.9 讨论 |
| 3.9.1 土壤有机碳组分变化特征 |
| 3.9.3 土壤有机碳稳定性变化特征 |
| 3.10 小结 |
| 4 土壤微生物群落结构对碳组分的影响 |
| 4.1 土壤微生物生物量和群落结构变化特征 |
| 4.1.1 土壤微生物群落总量变化特征 |
| 4.1.2 土壤真菌群落结构变化特征 |
| 4.1.3 土壤细菌群落结构变化特征 |
| 4.1.4 土壤革兰氏阳性菌群落结构变化特征 |
| 4.1.5 土壤革兰氏阴性菌群落结构变化特征 |
| 4.1.6 土壤放线菌群落结构变化特征 |
| 4.1.7 土壤丛枝菌根真菌群落结构变化特征 |
| 4.1.8 土壤革兰氏阳性菌阴性菌比例(GP:GN)变化特征 |
| 4.1.9 土壤真菌细菌比例(F:B)变化特征 |
| 4.2 土壤微生物群落结构与碳组分的关系 |
| 4.2.1 岩溶区土壤微生物群落结构与碳组分的关系 |
| 4.2.2 非岩溶区土壤微生物群落结构与碳组分的关系 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 土壤微生物生物量变化特征 |
| 4.3.2 土壤微生物群落结构变化特征 |
| 4.3.3 土壤微生物群落结构对土壤碳组分的影响 |
| 4.4 小结 |
| 5 土壤酶活性对碳组分的影响 |
| 5.1 土壤酶活性变化特征 |
| 5.1.1 土壤淀粉酶活性变化特征 |
| 5.1.2 土壤蔗糖酶活性变化特征 |
| 5.1.3 土壤过氧化氢酶活性变化特征 |
| 5.1.4 土壤酸性磷酸酶活性变化特征 |
| 5.1.5 土壤纤维素酶活性变化特征 |
| 5.2 土壤酶活性与碳组分的关系 |
| 5.2.1 岩溶区土壤酶活性与碳组分的关系 |
| 5.2.2 非岩溶区土壤酶活性与碳组分的关系 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 土壤酶活性变化特征 |
| 5.3.2 土壤酶活性对土壤碳组分的影响 |
| 5.4 小结 |
| 6 土壤呼吸对碳组分的影响 |
| 6.1 土壤呼吸速率日变化特征 |
| 6.2 土壤呼吸速率季节变化特征 |
| 6.3 土壤呼吸年碳排放量 |
| 6.4 生物与非生物要素对土壤呼吸的影响 |
| 6.4.1 非生物因素对土壤呼吸的影响 |
| 6.4.2 生物因素对土壤呼吸的影响 |
| 6.5 土壤呼吸与碳组分的关系 |
| 6.6 讨论 |
| 6.6.1 土壤呼吸变化特征 |
| 6.6.2 非生物因素对土壤呼吸的影响 |
| 6.6.3 生物因素对土壤呼吸的影响 |
| 6.7 小结 |
| 7 岩溶作用对碳组分的影响 |
| 7.1 不同植被类型标准试片溶蚀量 |
| 7.2 不同植被类型岩溶溶蚀速率 |
| 7.3 不同植被类型岩溶碳汇 |
| 7.4 生物与非生物因素对溶蚀速率的影响 |
| 7.4.1 土壤温度和湿度对溶蚀速率的影响 |
| 7.4.2 土壤呼吸速率对溶蚀速率的影响 |
| 7.5 岩溶作用与碳组分的关系 |
| 7.6 讨论 |
| 7.6.1 溶蚀速率变化特征 |
| 7.6.2 溶蚀速率的影响因素 |
| 7.7 小结 |
| 8 土壤碳组分影响要素综合分析 |
| 8.1 岩溶区土壤碳组分影响要素综合分析 |
| 8.2 非岩溶区土壤碳组分影响要素综合分析 |
| 8.3 讨论 |
| 8.4 小结 |
| 9 结论与展望 |
| 9.1 结论 |
| 9.2 创新点 |
| 9.3 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
| 导师简介 |
| 获得成果目录清单 |
| 致谢 |
（4）氮沉降对中亚热带米槠天然林土壤磷组分的影响及其调控机理（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 中文文摘 |
| 绪论 |
| 1 土壤磷组分的特性和测定 |
| 1.1 土壤磷组分的划分及其特性 |
| 1.2 土壤磷的测定方法 |
| 2 森林土壤磷有效性与调控因素 |
| 2.1 森林土壤磷有效性 |
| 2.2 森林土壤磷转化的影响因素 |
| 3 氮沉降对森林土壤磷组分的影响及其机理 |
| 3.1 氮沉降对森林土壤磷组分的影响 |
| 3.2 氮沉降下森林土壤磷组分变化的影响因素 |
| 4 本研究拟解决的问题 |
| 第一章 样地概况和实验方法 |
| 1.1 样地概况 |
| 1.1.1 样地布设 |
| 1.1.2 土壤取样 |
| 1.2 指标分析 |
| 1.2.1 土壤养分测定 |
| 1.2.2 土壤磷组分测定 |
| 1.2.3 土壤微生物指标测定 |
| 1.2.4 土壤酶活性测定 |
| 1.2.5 铁铝氧化物和盐基离子测定 |
| 1.3 统计分析 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 氮沉降对土壤磷组分的影响 |
| 2.1 氮沉降对土壤不同磷组分含量的影响 |
| 2.2 氮沉降对土壤不同磷组分占总磷比例的影响 |
| 2.3 讨论 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 氮沉降对土壤主要非生物因素的影响 |
| 3.1 氮沉降对土壤pH和碳、氮养分的影响 |
| 3.2 氮沉降对土壤盐基离子的影响 |
| 3.3 氮沉降对土壤铁、铝氧化物含量的影响 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 氮沉降对土壤微生物因素的影响 |
| 4.1 氮沉降对土壤微生物量碳、氮和磷含量及其计量比的影响 |
| 4.2 氮沉降对土壤微生物生物量(PLFA)和群落组成的影响 |
| 4.3 氮沉降对土壤水解酶活性的影响 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 氮沉降对土壤微生物群落结构与多样性的影响 |
| 5.1 氮沉降对土壤微生物群落多样性的影响 |
| 5.2 氮沉降对土壤微生物群落结构的影响 |
| 5.3 氮沉降对土壤微生物物种组成的影响 |
| 5.4 氮沉降对土壤解磷微生物的影响 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 氮沉降下影响土壤磷组分变化的关键因素 |
| 6.1 影响土壤磷组分变化的非生物因素 |
| 6.2 影响土壤磷组分变化的生物因素 |
| 6.3 解磷微生物与土壤磷组分的相关性 |
| 6.4 PICRUSt功能预测的土壤磷酸酶丰度对氮沉降的响应 |
| 6.5 讨论 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 主要结论和研究展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新之处 |
| 7.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间承担的主要任务和科研成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（5）模拟增温对杉木光合特性及产物分配的影响（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 增温装置 |
| 1.2.2 增温对植物生长的影响现状 |
| 1.2.3 增温对植物光合作用的影响 |
| 1.2.4 叶龄对植物光合作用的影响 |
| 1.2.5 增温对植物光合产物分配的影响 |
| 1.2.6 稳定碳同位素技术研究进展 |
| 1.3 研究意义、目的及研究 |
| 1.3.1 研究意义 |
| 1.3.2 研究目的 |
| 1.3.3 研究内容 |
| 1.3.4 拟解决的关键问题 |
| 1.3.5 技术路线图 |
| 第二章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 实验设计 |
| 2.2.2 野外原位13C脉冲标记实验 |
| 2.2.3 样品的采集与处理 |
| 2.2.4 植物碳氮和土壤理化性质的测定 |
| 2.2.5 光合作用测定 |
| 2.3 数据处理与分析 |
| 第三章 增温对杉木不同叶龄叶片光合特性的影响 |
| 3.1 增温对杉木不同叶龄叶片气体交换参数的影响 |
| 3.1.1 增温对杉木不同叶龄叶片净光合速率的影响 |
| 3.1.2 增温对杉木不同叶龄叶片蒸腾速率的影响 |
| 3.1.3 增温对杉木不同叶龄叶片气孔导度的影响 |
| 3.1.4 增温对杉木不同叶龄叶片胞间CO_2 浓度的影响 |
| 3.1.5 增温对杉木不同叶龄叶片水分利用效率的影响 |
| 3.1.6 增温对杉木不同叶龄叶片气孔限制值的影响 |
| 3.2 增温对杉木不同叶龄叶片光响应参数的影响 |
| 3.3 增温对杉木不同叶龄叶片CO_2 响应曲线参数的影响 |
| 3.4 增温对杉木不同叶龄叶片叶绿素含量的影响 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 增温对杉木不同叶龄叶片光合能力的影响 |
| 3.5.2 杉木不同叶龄叶片光合能力的比较 |
| 3.6 小结 |
| 第四章 增温对杉木及光合产物分配的影响 |
| 4.1 增温对杉木生长盛期净生长量的影响 |
| 4.2 增温对杉木各器官C、N含量及比率的影响 |
| 4.3 增温对杉木各器官自然δ~(13)C值的影响 |
| 4.4 .标记后杉木各器官和根区土壤δ~(13)C值动态变化特征 |
| 4.5 标记后杉木各器官和根区土壤~(13)C净增长比率动态变化特征 |
| 4.6 讨论 |
| 4.6.1 增温对杉木各器官C、N含量及比率的影响 |
| 4.6.2 增温对光合产物分配过程的影响 |
| 4.6.3 增温对杉木生长的影响 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间承担的科研任务与主要成果 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（6）岩溶区石漠化土壤CO2浓度和地表CO2通量研究（论文提纲范文）
| 1 材料与方法 |
| 1.1 研究区概况 |
| 1.2 气体采集与测定 |
| 1.2.1 土壤剖面CO2浓度监测 |
| 1.2.2 地表CO2释放速率测定 |
| 1.2.3 CO2气体含量检测 |
| 1.3 环境因子测定 |
| 1.3.1 温度测定 |
| 1.3.2 土壤采样 |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 土壤CO2浓度监测结果 |
| 2.2 地表CO2释放通量监测结果 |
| 3 讨论 |
| 3.1 土壤CO2浓度研究 |
| 3.2 地表CO2释放通量研究 |
| 4 结论 |
（7）漓江水生生态系统C-N耦合过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 科学意义 |
| 1.1.2 现实意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 岩溶地表水生系统C-N耦合研究现状 |
| 1.2.2 岩溶地表水生系统C-N耦合与碳酸盐岩风化研究现状 |
| 1.2.3 岩溶地表水生系统C-N耦合与DIC向OC转化研究现状 |
| 1.2.4 岩溶地表水生系统C-N耦合的控制过程与机理研究现状 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线图 |
| 第2章 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然地理概况 |
| 2.1.2 水动力条件 |
| 2.1.3 人类活动概况 |
| 2.2 研究方法及样品采集 |
| 2.2.1 野外监测 |
| 2.2.2 样品采集 |
| 2.2.3 样品分析 |
| 2.2.4 数据分析 |
| 第3章 漓江流域C-N耦合与碳酸盐岩风化 |
| 3.1 漓江流域水化学特征 |
| 3.1.1 水化学主要参数变化特征 |
| 3.1.2 主要溶解离子时空变化特征 |
| 3.2 漓江流域NO_3~-来源与转化过程 |
| 3.2.1 漓江地表水体NO_3~-的时空分布特征 |
| 3.2.2 漓江地表水体NO_3~-的来源于转化过程 |
| 3.3 漓江流域DIC来源与转化过程 |
| 3.4 硝酸参与下的碳酸岩盐风化 |
| 3.4.1 DIC来源的比例计算 |
| 3.4.2 C-N耦合循环与碳酸盐岩风化的碳同位素验证 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 漓江流域C-N耦合与DIC向OC的转化 |
| 4.1 水生生物作用下漓江流域有机碳及溶解无机碳的时空变化 |
| 4.1.1 溶解无机碳时空分布特征及其影响因素 |
| 4.1.2 颗粒有机碳时空分布特征及其影响因素 |
| 4.1.3 溶解有机碳时空分布特征及其影响因素 |
| 4.2 水生生物作用下漓江流域δ~(13)CPOC、δ~(13)CDIC时空变化特征 |
| 4.2.1 漓江地表水体δ~(13)CDIC的时空分布特征 |
| 4.2.2 漓江地表水体δ~(13)CPOC的时空分布特征 |
| 4.2.3 漓江地表水体δ~(13)CPOC与δ~(13)CDIC的关系 |
| 4.3 水生光合生物对河流有机碳的影响 |
| 4.3.1 DIC向OC的转化 |
| 4.3.2 δ~(13)CPOC计算内源有机碳中水生光合生物利用HCO_3~-比例 |
| 4.4 NO_3~-参与DIC向TOC转化分析 |
| 4.5 水生生物作用下漓江流域生物地球化学昼夜变化特征 |
| 4.5.1 物理化学参数的昼夜动态变化 |
| 4.5.2 昼夜尺度DO与HCO_3~-、NO_3~-、pCO_2及T之间的关系 |
| 4.5.3 △~(18)O与δ~(13)CDIC的昼夜变化 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 漓江流域C-N耦合的环境效应 |
| 5.1 阳朔段面季节性特征分析 |
| 5.1.1 阳朔主要水化学参数变化特征 |
| 5.1.2 主要溶解离子时空变化特征 |
| 5.2 C-N耦合循环与碳酸盐岩风化的环境效应 |
| 5.3 C-N耦合循环与水生光合作用的环境效应 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 结论与不足 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足 |
| 6.3 创新点 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（8）漓江典型断面水气界面CO2交换的通量、变化及控制机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题的背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 河流水气界面CO_2交换研究进展 |
| 1.2.2 岩溶区地表水体水气界面CO_2交换研究进展 |
| 1.2.3 河流水气界面CO_2脱气来源 |
| 1.2.4 河流水气界面CO_2交换系数 |
| 1.2.5 河流水气界面CO_2交换监测方法 |
| 1.3 科学问题分析 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 样品采集及分析测试 |
| 1.5.1 野外现场监测 |
| 1.5.2 阴阳离子采样及测试方法 |
| 1.5.3 同位素采集及分析方法 |
| 第2章 研究区概况 |
| 2.1 概述 |
| 2.2 地质构造特征 |
| 2.3 地貌特征 |
| 2.4 采样点基本情况 |
| 第3章 漓江典型断面水化学组成特征 |
| 3.1 漓江典型断面物理化学参数变化特征 |
| 3.2 漓江典型断面主要离子组成变化特征 |
| 3.3 漓江典型断面离子的来源特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 CO_2交换通量不同研究方法的对比 |
| 4.1 模型法计算结果 |
| 4.1.1 CO_2交换系数 |
| 4.1.2 模型法计算的CO_2交换量 |
| 4.2 浮游箱法计算结果 |
| 4.3 浮游箱法和模型法对比 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 漓江典型断面水气界面CO_2交换时空变化及控制机制 |
| 5.1 漓江典型断面水气界面CO_2交换的季节变化及影响因素 |
| 5.1.1 漓江典型断面CO_2交换的季节变化特征 |
| 5.1.2 影响因素 |
| 5.2 漓江典型断面水气界面CO_2交换的昼夜变化及影响因素 |
| 5.2.1 漓江典型断面水化学的昼夜变化特征 |
| 5.2.2 漓江典型断面CO_2交换的昼夜变化特征 |
| 5.2.3 影响因素 |
| 5.2.4 漓江典型断面C的同位素变化特征 |
| 5.2.5 漓江典型断面CO_2来源分析 |
| 5.3 漓江典型断面水气界面CO_2交换对降雨过程的响应及影响因素 |
| 5.3.1 漓江典型断面水化学对降雨过程的响应 |
| 5.3.2 漓江典型断面CO_2交换对降雨过程的响应 |
| 5.3.3 影响因素 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 漓江干流碳汇通量 |
| 6.1 漓江干流CO_2交换通量 |
| 6.2 漓江干流岩溶碳汇通量 |
| 6.3 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 论文主要结论 |
| 7.2 论文创新点 |
| 7.3 存在的问题 |
| 7.4 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（9）水生光合生物对漓江流域水化学和岩溶碳汇的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据和意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 岩溶碳汇研究现状 |
| 1.2.2 河流有机碳研究现状 |
| 1.2.3 水生生物光合利用HCO_3~-行为的研究现状 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线图 |
| 第2章 研究区概况与研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 漓江流域整体自然地理概况 |
| 2.1.2 具体采样点概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 野外现场测试方法 |
| 2.2.2 野外采样方法 |
| 2.2.3 实验室分析方法 |
| 2.2.4 数据分析与整理 |
| 第3章 漓江流域有机无机碳季节变化分析 |
| 3.1 水化学主要参数变化特征 |
| 3.2 主要溶解离子组成特征 |
| 3.2.1 水化学类型 |
| 3.2.2 主要溶解离子的时空变化特征 |
| 3.3 无机碳来源及影响因素分析 |
| 3.3.1 无机碳浓度变化特征 |
| 3.3.2 岩石风化对无机碳的贡献 |
| 3.3.3 水生植物光合作用对无机碳的影响 |
| 3.3.4 土壤CO_2对无机碳的影响 |
| 3.4 有机碳来源及影响因素分析 |
| 3.4.1 溶解有机碳变化特征及影响分析 |
| 3.4.2 河流颗粒有机碳变化特征及影响分析 |
| 3.4.3 水生植物光合利用碳酸氢根对河流有机碳的影响 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 洪水过程有机无机碳变化分析 |
| 4.1 洪水过程中水化学变化特征 |
| 4.2 洪水过程中DIC及δ~(13)C_(DIC)变化分析 |
| 4.3 洪水过程中河流有机碳变化分析 |
| 4.3.1 洪水过程中溶解有机碳变化分析 |
| 4.3.2 洪水过程中河流颗粒有机碳变化分析 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 漓江流域碳通量 |
| 5.1 水化学特征 |
| 5.1.1 水化学类型 |
| 5.1.2 主要离子变化趋势及影响因素 |
| 5.2 碳汇通量分析 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 结论 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 存在的不足 |
| 6.3 创新点 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（10）重庆南川岩溶区不同土地利用类型下碳运移特征及其影响因素（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 岩溶作用对大气CO_2浓度的调节 |
| 1.1.2 土地利用类型对岩溶区碳循环的影响 |
| 1.1.3 人类活动对岩溶碳汇效应的干扰 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 气候因素对碳循环的影响 |
| 1.2.2 不同土地利用类型下的碳循环差异 |
| 1.2.3 农田施加氮肥及固体废弃物对碳循环的影响 |
| 1.2.4 前人研究与不足 |
| 1.3 科学问题分析 |
| 1.3.1 CO_2运移特征对岩溶碳汇的影响 |
| 1.3.2 不同条件下煤铁残渣与氮肥对岩溶碳循环的影响 |
| 1.4 主要研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 拟解决的问题 |
| 1.4.4 技术路线 |
| 第2章 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区区位及地质背景 |
| 2.1.2 岩溶泉地理区位及泉域气候特征 |
| 2.1.3 岩溶泉域地貌特征 |
| 2.1.4 土地利用类型 |
| 2.1.5 煤铁残渣 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 样品采集 |
| 2.2.2 实验测试分析 |
| 第3章 不同土地利用类型下土壤性质差异 |
| 3.1 土壤pH |
| 3.2 土壤有机碳、氮含量 |
| 3.3 土壤颗粒组成及孔隙度 |
| 3.4 小结 |
| 第4章 不同土地利用类型下岩溶泉水化学性质及岩溶碳汇效应差异 |
| 4.1 岩溶泉水化学性质 |
| 4.1.1 阴阳离子总当量 |
| 4.1.2 阳离子浓度 |
| 4.1.3 阴离子浓度 |
| 4.2 3个泉域HNO_3和H_2SO_4对岩溶作用的影响 |
| 4.3 不同土地利用类型下单位水体消耗的CO_2量 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 土壤CO_2变化特征及其对碳运移的影响 |
| 5.1 土壤CO_2浓度变化特征 |
| 5.1.1 土壤CO_2的季节变化 |
| 5.1.2 土壤CO_2季节变化的影响因素 |
| 5.1.3 土壤CO_2浓度的空间变化 |
| 5.1.4 土壤CO_2浓度的垂向变化 |
| 5.2 土-气CO_2通量变化特征 |
| 5.3 不同土地利用类型下土壤CO_2浓度对碳运移的影响 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 室内模拟不同因子对岩溶作用及碳运移特征的影响 |
| 6.1 材料与方法 |
| 6.1.1 样品来源 |
| 6.1.2 模拟实验装置及试验方法 |
| 6.2 结果与讨论 |
| 6.2.1 下渗水水化学性质及变化特征 |
| 6.2.2 岩溶作用及碳汇效应的差异 |
| 6.2.3 岩溶作用及碳运移特征的影响因素 |
| 6.3 小结 |
| 第7章 HNO_3和H_2SO_4参与下降水对碳运移的影响 |
| 7.1 HNO_3和H_2SO_4参与下降水条件对岩溶作用的影响 |
| 7.2 稳定碳同位素技术对碳来源的示踪 |
| 7.2.1 不同土地利用类型下上覆植被、土壤有机碳 δ~(13)C差异 |
| 7.2.2 不同土地利用类型下土壤CO_2的 δ~(13)C变化特征 |
| 7.2.3 岩溶泉水 δ~(13)CDIC的变化特征 |
| 7.3 小结 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 论文结论 |
| 8.2 论文的创新点 |
| 8.3 论文存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
四、亚热带森林岩溶区土壤CO_2迁移动态初步研究（论文参考文献）
- [1]岩溶地区土壤呼吸特征及其影响因素研究[D]. 朱粲粲. 贵州师范大学, 2021
- [2]不同程度石漠化岩溶系统碳迁移机制研究[D]. 李桂静. 北京林业大学, 2020
- [3]断陷盆地区典型林分土壤有机碳组分特征研究[D]. 庞丹波. 北京林业大学, 2019(04)
- [4]氮沉降对中亚热带米槠天然林土壤磷组分的影响及其调控机理[D]. 范跃新. 福建师范大学, 2019(12)
- [5]模拟增温对杉木光合特性及产物分配的影响[D]. 叶旺敏. 福建师范大学, 2019(12)
- [6]岩溶区石漠化土壤CO2浓度和地表CO2通量研究[J]. 蒲敏,孙玉川,刘宁坤,刘九缠. 广东农业科学, 2019(05)
- [7]漓江水生生态系统C-N耦合过程研究[D]. 赵海娟. 西南大学, 2018(01)
- [8]漓江典型断面水气界面CO2交换的通量、变化及控制机制[D]. 张陶. 西南大学, 2018(01)
- [9]水生光合生物对漓江流域水化学和岩溶碳汇的影响[D]. 原雅琼. 西南大学, 2016(02)
- [10]重庆南川岩溶区不同土地利用类型下碳运移特征及其影响因素[D]. 赵瑞一. 西南大学, 2016(01)