一、Application of carbon isotope for discriminating sources of soil CO_2 in karst area, Guizhou（论文文献综述）
杨欢[1]（2021）在《黔西南11.4～3.5kaBP植被和气候演化的泥炭记录》文中研究表明贵州地处云贵高原腹地,喀斯特地貌广布,对气候和环境变化较敏感,是研究古气候、古环境的理想区域。本文选取厚350 cm的安龙泥炭AL18钻孔为研究对象,通过高精度的AMS14C定年,基于孢粉和炭屑分析,对TOC、TN、含水量和干容重进行测定,并通过岩芯扫描方法获得地球化学元素含量和色度特征,重建安龙地区11.4～3.5 cal.ka BP的古环境和古气候演变过程。结合环境代用指标的小波分析和功率谱分析,对11.4～3.5 cal.ka BP气候环境变化的驱动因素进行探索,明确植被对气候的响应过程。主要研究结果如下:（1）阶段Ⅰ,11410～10580 cal.a BP,以水龙骨科、紫萁属、松属为主的疏林草丛;阶段Ⅱ,10580～10030 cal.a BP,松属、青冈属、落叶栎、栲属等针叶为主的混交林伴大量草丛;阶段Ⅲ,10030～8680 cal.a BP,松属、青冈属、落叶栎、栲属等为主的针阔叶混交林;阶段Ⅳ,8680～4830 cal.a BP,青冈属、栲属等常绿阔叶树为主的常绿阔叶林;阶段Ⅴ,4830～3500 cal.a BP,松属、青冈属、落叶栎、栲属为主的针阔叶混交林。（2）11410～10580 cal.a BP安龙地区处于新仙女木事件（Younger Dryas event,YD）至早全新世转变阶段,气候冷干;10580～10030 cal.a BP进入早全新世,但仍较冷干;10030～8680 cal.a BP处于早全新世晚期,气候转暖转湿,处于研究时段最湿润时期;8680～4830 cal.a BP为中全新世大暖期,温度处于研究时段最高阶段,气候暖湿;4830～3500 cal.a BP期间,安龙地区处于晚全新世,气候由暖湿转凉干。此外,安龙泥炭各项代用指标记录了发生在11 ka BP、10.3 ka BP、9.5 ka BP、8.1～8 ka BP、7.2 ka BP、6.5 ka BP、5.6 ka BP和4.1 ka BP的冷事件。以上结果与来自印度季风主控区的天才湖、泸沽湖、星云湖、滇池、草海南屯泥炭等众多记录均较为相似。（3）通过安龙泥炭孢粉PCA1、PCA2的小波分析和功率谱分析,发现安龙地区的气候受到地球内部海气系统和地球外部太阳活动的共同影响。同时也发现云贵高原的古气候记录中存在与安龙泥炭相似的周期,可能是由于云贵高原受印度季风的显着影响,气候演化具有相似性。（4）安龙地区的植被演化过程与气候变化密切相关。对云贵高原区域多地的植被重建结果进行对比,发现大区域植被对气候变化的响应主要表现在对热量条件的响应。受气候变化的影响,安龙地区植被主要表现为针叶松林和常绿阔叶林分布面积的交替变化,以及喜冷和喜暖植物的交替变化。
蔡路路[2]（2021）在《喀斯特典型裂隙土壤水分运移与养分迁移研究》文中进行了进一步梳理石漠化是中国南方喀斯特地区的生态难题,限制了区域生态系统服务功能的发挥,威胁着农业、社会和经济的可持续发展。由水文过程引起的土壤侵蚀是石漠化产生的重要原因,而水作为土壤侵蚀的动力和养分流失的载体,又是喀斯特生态恢复的限制因子。裂隙土壤为植物生长提供水分和养分以及空间,发挥着极其重要的生态功能。裂隙土壤的水分-养分流失/漏失是当前喀斯特地区的突出问题,威胁着生态系统安全,探究喀斯特典型裂隙的土壤水分运移和养分迁移机制对水土保持与石漠化防治具有重要的理论和现实意义。根据地理学、水文学和土壤学的水土漏失、同位素质量守恒以及养分流失等理论,针对裂隙土壤水分运移与养分迁移机制的科学问题,在代表南方喀斯特石漠化生态环境类型总体结构的贵州高原选择毕节撒拉溪高原山地、花江高原峡谷和施秉山地峡谷作为研究区,在2018～2020年开展裂隙发育特征调查和典型裂隙土壤采样,分析了土壤性质与养分特征,利用50个土壤水分传感器对每个研究区的3条典型裂隙土壤水分持续6～12个月监测,通过野外监测方法与氢氧稳定同位素示踪技术结合,阐明裂隙土壤水分运移与养分迁移动态及其影响因素。以期为喀斯特地区水土漏失阻控技术研发提供理论依据,为喀斯特石漠化综合治理和生态恢复提供科技支撑。（1）发现了不同地貌背景下的典型喀斯特裂隙结构特征参数具有明显差异,裂隙土壤理化性质也存在差异,探讨了喀斯特水文对裂隙结构参数的影响。毕节研究区裂隙深度浅、宽度较窄,花江裂隙垂直细长,施秉深度较深,宽度大;花江峡谷地区,不同海拔发育的裂隙结构参数也存在较大差异。在较高海拔,裂隙深度浅、数量少;中海拔裂隙深、宽度大;低海拔数量多、深度浅及宽度窄的裂隙。不同研究区、相同研究区不同海拔间的水文结构呈现不同特点,可能是裂隙发育结构存在差异的主要原因。花江裂隙土壤容重显着低于毕节和施秉,土壤总孔隙度各研究区差异不大,土壤砂粒、粘粒含量在不同研究区间均没有显着差异,但花江粉粒含量显着高于毕节和施秉。土壤化学性质表现为浅层土壤养分明显高于深层,土壤全氮、有机碳含量表现为毕节>花江>施秉,但没有显着差异;但由于研究区植被状况差异性,有机碳同位素存在显着差异。（2）揭示了不同地貌背景的裂隙土壤水分动态具有相似规律,明确了典型裂隙土壤水分对不同降雨强度的响应程度。不同研究区的土壤水分的变异系数整体上均表现为由裂隙土壤顶部向底部逐渐降低。裂隙土壤水分具有明显的季节性干湿交替特点,且对气温、降水响应敏感,在夏季主要受到降雨影响,而冬春则受到气温和降雨的双重影响。土壤水分对降雨响应速度表现暴雨>大雨>中雨>小雨,但小雨的影响几乎可以忽略。通过对典型降雨的响应分析,发现土壤水分对响应规律为累积降雨量越大、响应时间一般越短;峰值累积降雨量越大,到达峰值的时间也越短,所以浅层裂隙土壤对降雨响应比深层更敏感。（3）揭示了喀斯特典型裂隙土壤的水分运移过程,分析了其主要的影响因素。裂隙土壤水分对降雨响应敏感,降雨是裂隙土壤水分的主要补给来源,利用二元线性混合模型研究表明,降雨对裂隙浅层土壤水分的贡献高于深层。降雨后不同水分路径的不δD和δ18O富集程度均表现为土壤水>凋落物>岩壁流>穿透雨>降雨,由此说明降雨到土壤水经历了降雨→穿透雨→岩壁流→凋落物→土壤水的运移过程。裂隙土壤的水分运移过程具有复杂性,氢氧稳定同位素示踪技术结合土壤水分监测在一定程度上揭示了水分运移过程。不同裂隙的土壤水分运移特点既有相同之处又有差异,岩石裸露对降雨再分配、优先流的存在以及其它水文路径的补给等综合因素决定导致了裂隙水分运移过程存在差异。（4）揭示了雨季前后可溶性碳氮的迁移量,探讨了土壤理化性质与可溶性碳氮的关系,阐明了水分运移和土壤性质对可溶性碳氮、溶质运移的影响机制。由降雨引起的土壤水分运动,会导致裂隙土壤可溶性养分发生迁移损失。经历雨季的土壤水分的运动,土壤可溶性养分由于淋溶而损失,且表现为浅层高于深层,其中DOC平均可减少15.17～28.70%,DON可减少14.42～29.03%。雨季前后的土壤可溶性碳氮均与土壤理化性质具有极显着的正相关关系,土壤的养分含量本底值从根本上决定了可溶性养分的迁移量,而裂隙土壤性质则通过影响水分运移进而对可溶性养分、溶质迁移产生影响。土壤水电导率的动态变化直观反映了土壤可溶性养分以及盐基离子的动态迁移过程,降雨引起的土壤水分运移是土壤溶质变化最直接的影响因素。
李想[3]（2021）在《锡林河流域不同类型水体有机碳与逸出二氧化碳稳定同位素研究》文中研究说明人类活动干扰逐渐成为影响全球碳循环的重要因素,然而不同程度人为影响对草原内陆河有机碳及逸出CO2的来源,以及河流内部碳转化过程的改变尚不清楚。本文以内蒙古自治区锡林河流域为研究对象,按照不同地表覆盖类型和人为干扰程度将河流水体其划分为自然水体、人工水体、污水排放区水体和河流干流水体四大类,在2019年4月、6月、8月和10月进行野外和室内实验,分析锡林河不同类型水体有机碳含量、CO2逸出分压,及其稳定同位素特征,开展环境因子与碳含量、碳逸出及稳定碳同位素的相关性分析,探讨自然过程和人为影响下水体有机碳和逸出CO2来源的差异性及影响因素,主要结果如下:1.锡林河不同类型水体DOC含量介于0.24～42.63 mg·L-1之间,平均值为10.23 mg·L-1。不同类型水体POC含量介于0.23～30.90 mg·L-1之间,平均值为3.88 mg·L-1。不同类型水体DOC和POC含量具有明显的季节变化,且不同类型水体DOC和POC含量差异显着。降水和径流量是DOC和POC含量季节变化的影响因素,人为活动则是不同类型水体DOC和POC含量存在差异的主要影响因素。2.锡林河水体δ13C-DOC值变化范围为-31.72‰～-24.05‰,平均值为-27.71‰;δ13C-POC值变化范围为-31.82‰～-23.4‰,平均值为-28.1‰。自然水体DOC来源于陆源C3植物输入,POC来源于C3植物输入和土壤有机碳侵蚀;人工水体DOC和POC来源于水生植物的内源输入,其中DOC易受到光化学降解影响使δ13C-DOC值偏正;污水排放区水体DOC和POC来源于污水有机质输入,同时营养物质通过控制水生光合作用和呼吸作用相对强度对POC同位素产生影响;干流水体DOC和POC来源于C3植物,其中,δ13C-DOC值受到放牧干扰影响。3.锡林河流域pCO2介于69～10913 ppm之间,平均值为2201 ppm。锡林河不同类型水体pCO2季节变化各不同,且不同类型水体pCO2差异明显。水体pCO2的季节变化受到气温、径流量、降水、土壤呼吸CO2输入影响,不同类型水体pCO2变化受地下水补给及人类活动共同影响。4.锡林河水体δ13C-CO2值介于-28.93‰～-13.26‰之间,平均值为-20.48‰。自然水体逸出CO2来源于地下水输入;人工水体逸出CO2来源于水体内部有机质的呼吸分解,并受光合作用影响,δ13C-CO2值偏正;污水排放区水体逸出CO2来源于微生物对污水有机质的呼吸分解,同时污水中氮磷物质输入促进水生光合作用,使δ13C-CO2值偏正,CO2逸出偏低。但氮磷元素持续促进水体藻类生长繁殖,将引起水体富营养化,使水体CO2逸出量明显增加,δ13C-CO2值偏负。5.锡林河水体有机碳含量、逸出CO2及其稳定同位素对环境因子的响应研究表明,水环境因子通过控制水生光合作用和呼吸作用相对强度对水体有机碳含量、CO2逸出及其稳定碳同位素起控制作用,而人类活动干扰通过影响水环境因子对以上过程产生影响。
李俊海[4]（2021）在《贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究》文中研究指明架底大型金矿和大麦地中型金矿是近年来在贵州西南部玄武岩分布区新发现的以玄武质岩石为主要容矿岩石的卡林型金矿床的典型代表。这两个矿床位于南盘江-右江卡林型金矿成矿区北段之莲花山背斜核部及南东翼次级揉褶带,金矿体呈层状、似层状,主要赋存于构造蚀变体（SBT）中和峨眉山玄武岩组（P3β）的层间破碎蚀变带中,金矿体在空间上呈上、下叠置关系,容矿岩石主要为玄武质火山角砾岩、凝灰岩、角砾状玄武质火山角砾岩及角砾状凝灰岩,少量为玄武岩、角砾状灰岩。针对架底和大麦地金矿成矿过程,本研究系统开展了成矿地质背景、矿床地质特征、主-微量元素、岩相学、矿物学、载金矿物微区主-微量元素、同位素（H-O、C-O、S、Pb、Hg）和流体包裹体等分析,并将分析结果与黔西南以沉积岩为容矿岩石的卡林型金矿进行了详细对比研究。本文主要揭示了架底和大麦地金矿的矿物生成顺序、成矿流体性质及成矿物质来源、成矿过程、以玄武岩为容矿岩石的金矿与黔西南以沉积岩为容矿岩石的金矿的重要相似性和关键差别等,建立了玄武岩容矿金矿床成矿模式,总结了玄武岩分布区卡林型金矿找矿标志,并进行了找矿远景分析。本次研究主要获得以下认识:（1）架底和大麦地金矿中的矿物由成矿前期、热液成矿期和局部氧化期三期事件形成,其中热液成矿期可进一步分为成矿主阶段和成矿晚阶段;成矿前的峨眉山玄武岩中的矿物主要包含斜方辉石、单斜辉石、斜长石、磁铁矿,以及少量的钛铁矿和磷灰石;热液成矿期成矿主阶段形成的矿物主要包括含砷黄铁矿、毒砂、似碧玉石英（局部为石英）、伊利石、（铁）白云石（局部为钙-镁菱铁矿）、金红石和磷灰石,这些矿物主要呈浸染状分布于矿石中,成矿晚阶段形成的矿物主要包括方解石、雄黄、辉锑矿、石英、雌黄,这些矿物多呈脉状充填在矿体附近的开放空间;在后期表生氧化作用下,在浅地表岩石中局部可见绿泥石、赤铁矿和褐铁矿。（2）金以不可见金形式主要赋存于含砷黄铁矿和毒砂中,载金黄铁矿和毒砂富集Au、As、Sb、Hg、Tl、Cu等成矿元素。硫化作用形成含砷黄铁矿和毒砂,并导致金的沉淀成矿。硫化作用是金等元素沉淀的关键因素。（3）成矿元素（Au、As、Sb、Hg、Tl）在矿化过程中显着加入,少量Bi、Te、Se、Cd和Ag在矿化过程中也不同程度地加入。大量K2O的加入可能与粘土化过程有关,CaO含量基本不变说明去钙化作用不显着。Si O2、Fe2O3、CaO、MgO、Ti O2和P2O5含量基本不变,但存在形式发生了改变;Si、Ca、Mg在成矿前主要存在于硅酸盐矿物（如:斜方辉石、斜长石、单斜辉石）中,成矿后Si主要以石英、伊利石的形式存在,Ca、Mg主要存在于（铁）白云石中;Fe在成矿前主要存在于斜方辉石、单斜辉石、磁铁矿、钛铁矿中,成矿后主要存在于黄铁矿、毒砂、（铁）白云石中;Ti在成矿前主要存在于钛铁矿中,成矿后主要存在于金红石中;P在成矿前主要存在于岩浆成因的磷灰石中,成矿后主要存在于热液成因和岩浆成因的磷灰石中。（4）架底、大麦地金矿成矿期石英的δDV-SMOW值为-56～-81‰,δ18OH2O值为10.9～12.5‰,其成矿流体可能主要为岩浆热液。成矿期白云石δ13C值为-3.24～-6.15‰,表现为以深部幔源碳为主;δ18OH2O值为8.27～12.06‰,显示成矿热液可能主要为岩浆热液,不排除有变质水的加入。辉锑矿δ34S值为-0.90～-1.90‰,成矿流体中的硫可能主要来源于深部岩浆。辉锑矿铅同位素组成显示铅主要为造山带来源,并有壳源铅的混合。全岩δ202Hg值为-0.63～1.38‰,?199Hg值为-0.02～-0.12‰,显示了岩浆来源Hg的特征。综合H-O、C-O、S、Pb、Hg同位素分析,成矿流体可能主要是深部岩浆释放形成的岩浆热液成矿流体,并在上升过程和成矿过程中由于水-岩反应导致岩浆热液混有地层的同位素组成信息。（5）架底和大麦地金矿成矿流体具有低温（150～210℃）、中-低盐度（8～12wt%NaCleq.）、低密度（0.69～0.94g/cm3）等特征。（6）架底和大麦地金矿与黔西南沉积岩容矿卡林型金矿以及区内其他卡林型金矿可能属于同一成矿系统,它们形成于同一区域成矿事件,这些金矿最有可能是同一区域岩浆热液成矿作用下的产物。（7）基于以上分析结果,本研究揭示了贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程并建立了玄武岩容矿金矿床成矿模式:综合H-O、C-O、S、Pb、Hg同位素分析以及对黔西南地区重磁数据研究,表明深部隐伏花岗质岩浆释放含金成矿流体。成矿流体富含Au、As、Sb、Hg、Tl等成矿元素及CH4、CO2等挥发分,具有高压-超高压力等特征。在燕山期构造作用下,成矿流体沿深大断裂上涌至P2m与P3β之间的区域构造滑脱面。部分成矿流体侧向运移并与区域构造滑脱面附近的岩石发生水-岩交代反应形成SBT。部分成矿流体沿断裂向上运移至P3β的凝灰岩中或层间破碎带的玄武质火山角砾岩中时,由于岩石孔隙度差等原因,成矿流体侧向运移。当成矿流体汇聚于构造高点位置（如:背斜核部,穹隆）后,与富Fe玄武质岩石发生水-岩反应,玄武质岩石中的斜方辉石、单斜辉石、斜长石、磁铁矿、钛铁矿等矿物发生溶解,释放出Fe2+等,释放出的Fe2+与成矿流体中的S和As结合形成含砷黄铁矿和毒砂,Au-HS络合物发生分解,Au以不可见金形式进入含砷黄铁矿和毒砂,硫化作用形成载金含砷黄铁矿和毒砂,导致金沉淀富集,分别形成SBT中的金矿体和P3β中的金矿体。与此同时,水-岩反应还形成似碧玉石英（局部为石英）、（铁）-白云石（局部为钙-镁菱铁矿）、伊利石、金红石和磷灰石。在成矿晚阶段,方解石、雄黄、辉锑矿、石英、雌黄等矿物呈脉状充填在矿体附近的开放空间。（8）玄武岩分布区卡林型金矿找矿标志主要有:地球化学标志（Au-As-Sb-Hg组合异常）、金矿氧化矿标志、构造标志（莲花山背斜、构造蚀变体（SBT）、峨眉山玄武岩组（P3β）的层间破碎蚀变带等构造高点）、地层标志（上二叠统峨眉山玄武岩组（P3β））、岩性标志（玄武质火山角砾岩、凝灰岩及岩石孔隙度较高、岩性复杂多样、富含铁且其顶板为厚层致密岩层的岩性组合）、蚀变标志（硅化、黄铁矿化、毒砂化、白云石化、粘土化）。（9）玄武质岩石也是卡林型金矿很好的赋矿围岩,莲花山背斜构造带乃至整个玄武岩分布区具有类似地质特征的区域均具有较好的卡林型金矿找矿前景,如砂厂、上寨及呼都等地是下一步寻找卡林型金矿的有利靶区。
刘贤梅[5]（2021）在《喀斯特高原湖泊溶解性无机碳地球化学特征研究 ——以平寨水库为例》文中进行了进一步梳理溶解性无机碳（DIC）是流域内碳迁移转化的重要组成部分,河流中DIC的运输具有重要的生物地球化学意义。我国西南喀斯特地区是全球碳循环研究的重要场所,特别是碳源汇能力较强的河流、湖泊、水库等水域生态系统,其碳迁移情况受到更多关注。为了更准确、全面地了解喀斯特地区水库的DIC变化特征,认识其影响因素,研究选取了典型喀斯特高原地区深水型水库平寨水库为研究对象,于2020年1月（冬季）、5月（春季）、7月（夏季）和11月（秋季）分别对平寨水库入库河流及库区进行了野外监测和室内实验,选取了水体的DIC及其同位素(δ13CDIC)、阴（阳）离子和水质理化参数共14个指标,分析其在河流和库区表层的时空变化特征,并对各指标在库区深水采样点的季节性分层进行分析。结合与水环境的相关性和δ13CDIC特征,探究了水体中DIC的影响因素和来源。通过水-气界面CO2分压差,估算水-气界面CO2交换通量,探究平寨水库的CO2“源”-“汇”状况,主要研究结论如下:（1）平寨水库表层及入库河流水体理化指标中,T、EC、DO和TDS都表现出明显的季节性特征,p H季节波动较小,呈弱碱性;垂向上春季水温开始出现分层现象,夏季最明显,秋季逐渐消失,冬季完全混合,p H值与DO随水深的增加而减小,表水层DO除冬季外,其余季节均为饱和状态,EC和TDS均随水深的增加而增加。离子含量比例表明,平寨水库水体为HCO3-—Ca2+型水,总体表现出阳离子过剩的特征;Na+与K+主要来源于硅酸盐的溶解,Na+、Cl-和SO42-具有同源性,可能主要来源于上游硫化物的氧化输入;水库整体受到碳酸风化碳酸盐岩的影响,水化学主要受到岩石风化作用的控制,不受大气降水和蒸发浓缩的影响。（2）表层水体和入库河流DIC浓度在季节上表现出冬季>秋季>春季>夏季的特征,且河流>库区,δ13CDIC为春季>夏季>冬季>秋季,河流<库区。垂向上DIC浓度随水深的增加而增加,δ13CDIC则随水深的增加而偏负。DIC浓度受到T、p H、EC和DO等水质参数的影响,其来源主要为碳酸和硫酸共同风化碳酸盐岩,其次为水生生物的呼吸作用和大气CO2的释放等,但与土壤CO2的输入关联性不大。（3）入库河流及表层水体CO2分压平均值为459.36μatm,大于大气CO2（328.38μatm）,季节变化为冬季>秋季>夏季>春季;库区垂向上随水深的增加而增加。水-气界面CO2交换通量在入库河流上平均值为24.02mmol·（m2·d）-1,为CO2的“源”,全年向大气释放CO2,库区上平均值为-0.53 mmol·（m2·d）-1,全年为CO2“汇”,略吸收大气CO2,但在冬季会向大气释放CO2,成为CO2的“源”,主要受到水生生物光合作用的呼吸作用相对强度、流域内土壤CO2的输入以及降水的稀释作用的影响。
李渊[6]（2021）在《喀斯特高原峡谷典型小流域石漠化水文过程与碳氮流失机制》文中认为中国南方喀斯特石漠化是喀斯特水文过程造成土壤侵蚀与生态退化的极端现象,石漠化环境的高度异质性与复杂的二元水文结构,限制了对地表与地下水文过程与产流机制的理解,导致对该区水土-养分流失发生机理认知不足。研究石漠化地区水文过程与养分流失机制是水土保持综合治理措施的科学依据,对区域社会经济可持续发展具有重要意义。根据喀斯特地貌发育、水文结构、水文循环、氢氧稳定同位素理论,针对喀斯特石漠化二元结构水文过程与养分流失机制等科学问题,在代表中国南方喀斯特石漠化环境总体结构的贵州贞丰-关岭喀斯特高原峡谷区选择顶坛小流域为研究区,在流域地貌水文结构基础上,2019-2020年通过对流域内气象水文、径流小区水文、裂隙水文、流域水文进行定位观测,结合稳定同位素技术,运用小波相干分析、二端元混合模型等数据分析方法,研究坡面壤中流水文过程、裂隙渗透流水文过程和小流域水文过程与碳氮流失特征,重点揭示石漠化水文过程与碳氮流失机制,为喀斯特石漠化水土资源优化调控与生态恢复提供科学依据。（1）发现坡面土壤水时空动态规律、不同植被类型对坡面壤中流水文过程及其产流产沙的影响、坡面壤中流水文过程对碳氮迁移与流失的影响。坡面径流小区土壤水整体表现出随坡顶至坡底逐渐增加的分布规律,不同坡位与不同植被类型小区坡面的土壤水分均存在时间稳定性。由于植被类型与覆盖度差异,在旱季会造成短期的土壤水时间不稳定性。大部分降雨在坡地上通过渗漏方式而损失,深层渗漏和壤中流是坡地的主要产流与流失路径。降水通过坡面径流方式流失的比例较低（<10%）,主要通过地下渗漏而损失（>40%）。径流小区坡面产流主要来源于壤中流,但不同深度与坡位对不同类型径流小区坡面产流的贡献差异明显。植被覆盖率与降雨量是坡面产流产沙的控制因素,降雨侵蚀造成的坡面流失土壤大部分源自坡面表层土壤。坡面产流过程对碳氮流失具有一定影响,碳氮流失量随降雨量大小而变化。研究表明,撂荒通过蒸发与渗漏方式造成降雨水分损失相对较多,且易造成坡面土壤有机碳的流失;种植花生可以有效减缓水土与有机碳流失。（2）发现裂隙土壤水动态规律及其影响因素、渗透流水文过程及其影响机理。土壤物理性质对裂隙渗透流水文过程具有显着影响。裂隙上层土壤水力性质与连通性明显优于中下层,影响了不同深度土壤水分的降雨响应速率与滞留时间。裂隙上层土壤水随季节性变化表现出干湿交替明显,而中下层土壤水的季节变化特征相对稳定。随着剖面深度的增加,土壤含水量在降雨事件中出现峰值的滞后性增强,短期的连续降雨事件会导致剖面土壤水的降雨响应更为敏感,增加了裂隙渗透流运移速率;而长期的干旱间隔事件将导致降雨响应的滞后。表层岩溶带结构对次降雨产生了调蓄能力,降雨事件下裂隙渗透流存在新旧水混合。裂隙中下层渗透流相对上层的滞留时间明显较长。裂隙上层渗透流的新水占据比例相对较高（>30%）;而100 cm以下深度旧水占据比例相对较高（>85%）。裂隙上层渗透流入渗方式属于快速补给优先流,而下层属于慢速补给基质流。（3）阐明流域产流的降雨响应过程及其对碳氮流失的影响机理。流域坡面产流的降雨响应速率极快（<460 min）,其降雨响应的敏感性归因于流域地貌特性、石漠化环境与地下渗透系统发育的综合效应。流域地貌特征产生的不同调蓄作用影响了径流与汇流的产流过程差异,地势分布特征与地貌类型控制了流域径流与总出口汇流的降雨响应过程与动态变化。流域中上游石漠化坡地因大面积裸露岩石与裂隙发育加速了表层岩溶带的降水入渗速率,而下游洼地土壤延长了表层岩溶带水的滞留时间。流域碳氮流失主要是通过产流携带的溶解性养分发生的迁移过程,水文过程对碳氮浓度变化有较强的影响。由于前期水文条件差异,DOC与TSN浓度受到初始冲刷效应与稀释效应的影响。坡面径流与暗河流的δD、δ18O值和DOC、TSN浓度在流域分布与降雨事件中的变化具有相似性。DOC与TSN浓度在降雨产流过程中受到稀释作用的影响,且汇流更为明显。（4）揭示流域汇流来源及其产流机制、流域地貌特征与石漠化环境对水文过程的影响机制。降雨期间,表层岩溶带结构与蓄水能力控制了流域产流补给过程,且产流补给存在多种补给路径。表层岩溶带的裂隙渗透流（23.5～42.4%）与地下暗河流（50.3～61.0%）是流域汇流的主要来源。由于流域中上游的石漠化坡地渗透性较强,雨水直接形成坡面径流的比例较少,而主要通过裂隙渗透流进入地下暗河系统;当降雨量超过一定阈值,在流域地貌特征与地势差异的影响下,这部分由渗透流形成地下暗河的水从下游岩缝、节理、泉点中溢出,从而形成流域汇流。不同降雨事件中流域的产流机制有所差异,流域水文过程的超渗产流与蓄满产流表现为间歇性的,主要以蓄满产流机制为主。研究表明,在典型喀斯特高原峡谷石漠化区,土壤侵蚀严重、岩石裸露率高、裂隙垂向发育明显,降水在表层岩溶带的渗流速度极快且渗流量巨大,导致流域产流与产沙量极低;在地势差异影响下,流域产流主要以裂隙渗透流形成的暗河流作为主要补给,这对理解石漠化水土流失过程具有一定的参考价值。因此,在这种特殊的地貌结构条件下,地表与地下水的转换过程机制是一个亟需解答的科学问题。
孙平安[7]（2021）在《漓江流域无机碳和有机碳来源及岩溶碳循环过程》文中指出耦联水生光合作用碳酸盐岩风化产生的岩溶碳汇可达剩余陆地碳汇的1/3,是全球碳循环的重要组成部分。但耦联水生光合作用碳酸盐岩风化产生碳汇的大小、变化和机制尚不清楚。碳酸盐岩风化是岩溶流域HCO3-的最主要来源,在水生光合生物的参与下,HCO3-转化为有机碳,形成稳定而持久的碳汇,影响着长时间尺度的气候变化。河流是碳转化的重要场所和碳传输的重要通道,河流水化学可反映流域内岩溶碳循环过程。岩溶流域河流无机碳和有机碳与流域碳酸盐岩风化、水生生物光合作用密切相关,但其来源和变化特征复杂。本论文基于耦联水生光合作用碳酸盐岩风化模式,聚焦典型岩溶流域,通过研究河流无机碳和有机碳来源及其时空变化特征,揭示岩溶碳循环过程变化特征,并定量评价岩溶碳汇量,以期为解决“岩溶碳汇稳定性”的学科重大科学问题和岩溶碳汇定量计算做出新的科学贡献。本论文选取漓江流域这一典型岩溶流域,在不同地质背景,不同土地利用方式开展标准试片溶蚀试验,获取试片溶蚀量及土壤理化性质:含水率、电导率、p H值、总有机碳（TOC）、总氮（TN）。对漓江流域9个不同地质背景支流和干流进行季节性监测采样。对漓江流域总出口阳朔断面进行4次不同天气条件下的昼夜监测。依托灵渠、大溶江、桂林和阳朔水文站开展长时间尺度的定期监测采样。现场测试p H值、溶解氧（DO）、电导率（Sp C）、叶绿素、HCO3-等水化学参数,采样分析阴阳离子、溶解有机碳（DOC）、颗粒有机碳（POC）以及碳同位素(δ13CDIC、δ13CPOC、δ13CDOC)和生物标志化合物。研究结果表明:（1）漓江流域碳酸盐岩溶蚀主要受控于降雨和水文过程。无遮挡空中试片溶蚀量与降雨量和累计降雨时间呈正相关关系,而当有植被遮挡时,试片与降雨的反应时间和强度都有所下降,溶蚀量下降显着。降雨量较大的区域,土下平均溶蚀量要更高,但因岩溶流域土壤和水分分布的不均一性,各点溶蚀量差异显着,主要受水文过程控制。漓江流域酸雨率较高,酸雨直接与碳酸盐岩反应产生的减汇量可达溶蚀量的2.1%,而当酸雨p H值下降时,该比例将急剧增加。（2）漓江流域作为岩溶流域,无机碳（DIC）以HCO3-为主,并主要源自碳酸盐岩风化。硅酸盐岩风化、碳酸风化碳酸盐岩和硫酸/硝酸风化碳酸盐岩为HCO3-的三种来源,其中碳酸盐岩风化贡献比例占绝对优势。而碳酸风化碳酸盐岩和硫酸/硝酸风化碳酸盐岩比例随硫酸和硝酸输入量的变化而变化。整体而言,漓江流域硫酸/硝酸风化碳酸盐岩对河流无机碳的贡献在10%～30%,数量可观,不容忽视。（3）漓江流域水生生物光合作用对河流水化学影响显着,非洪水过程河流有机碳主要为内源有机碳,并且内源有机碳以水生光合利用HCO3-来源为主,可达河流有机碳的一半。洪水过程中外源有机碳比例随流量的增加而显着增加,但POC主要源自土壤颗粒,DOC主要源自人类污染物。（4）漓江流域岩溶碳汇量为14.41 t C·km-2·yr-1,包括12.17 t C·km-2·yr-1的碳酸盐岩风化碳汇和2.24 t C·km-2·yr-1的“生物碳泵作用”碳汇。生物碳泵作用碳汇大致相当于岩溶碳汇量的15.5%,水生生物光合利用HCO3-形成的有机碳数量可观,因而在岩溶流域碳汇评价中不应忽视。
张青伟[8]（2020）在《外源碳酸钙对喀斯特区不同氮磷比石灰土有机碳矿化的影响》文中指出为了掌握喀斯特区土壤有机碳转化规律以及有机碳和无机碳之间的关系,提升对喀斯特生态系统碳循环的微生物学机制的认识。本研究以贵州省普定县喀斯特区典型石灰土为供试土壤,设3个氮磷比（N/P为28、10和5）,以不添加13C-CaCO3处理（NP1、NP2和NP3）为对照,另外设置3个添加13C-CaCO3处理（NP1C、NP2C和NP3C）,共6个处理。在室内模拟培养条件下培养100天,利用13C同位素示踪技术、氯仿熏蒸法以及Miseq高通量测序方法研究了外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土有机碳矿化的影响及其微生物机制。得到以下主要结论:（1）添加13C-CaCO3培养100天后,CO2产生速率表现为1～10天迅速下降、10～15天缓慢下降和15～100天缓慢下降阶段。100天培养结束时各处理有机碳的累积矿化量和累积矿化率以处理NP3C较好;添加13C-CaCO3的处理（NP1C、NP2C和NP3C）的激发效应依次为8.84%、16.20%和25.48%,在1～5天内抑制了土壤有机碳的矿化,表现为负激发效应,5～100天表现为正激发。添加13C-CaCO3的处理（NP1C、NP2C和NP3C）土壤“表观累积矿化量”中依次有15.14%、19.67%和28.62%的碳来源于13C-CaCO3。碳酸钙的添加能改变土壤有机碳的矿化,氮磷比较高的石灰土积累有机碳的能力强。（2）添加13C-CaCO3之后,不同处理的土壤微生物生物量碳表现为NP1C>NP2C>NP3C,与NP1C处理的MBC含量（第5天）相比,NP2C和NP3C处理分别降低了24%（p>0.05）和35%（p>0.05）,13C-CaCO3加剧了不同氮磷比石灰土有机碳的矿化,降低了土壤微生物生物量碳含量,氮磷比高的石灰土有机碳较为稳定。（3）添加13C-CaCO3降低了土壤细菌、真菌种类的多样性。聚类分析和属水平上的双聚类热图表明添加13C-CaCO3后NP3C处理对土壤细菌、真菌群落结构有显着影响,细菌的主要优势门类是Actinobacteria（放线菌门）,真菌的主要优势门类为Ascomycota（子囊菌门）。环境因子聚类分析表明氮磷比对细菌、真菌群落有显着影响,Actinobacteria（酸杆菌门）与氮磷比呈极显着负相关,B asidiomycota（担子菌门）与SMBC呈极显着正相关,Ascomycota（子囊菌门）与氮磷比呈显着正相关。综上所述,添加13C-CaCO3会抑制土壤有机碳矿化,氮磷比较高的石灰土较为稳定。添加13C-CaCO3后NP3C处理对土壤微生物群落结构有显着影响,土壤真菌受氮磷比的影响较大,真菌对碳循环起重要的调节作用。
单燕[9]（2020）在《黄土高原不同植被类型和土壤碳氮同位素组成与影响因素分析》文中提出黄土高原是我国典型的生态脆弱区,我国为保证该地区生态的可持续发展,实行了一系列的生态工程措施。退耕还林还草是一项科学性和地域性很强的生态系统工程,植被恢复过程中,随着地上生物量的增加,对土壤碳氮库和整个系统的碳氮循环的影响是有争议的。因此,本研究以碳、氮同位素为研究工具,分析其在黄土高原的分布以及影响因素,在理论上揭示植被恢复对碳氮循环的影响,在实践上对该区健康和可持续生态系统的建设有非常深远的意义。本研究以黄土高原南北样带为研究区,调查了样带内乔木样地、灌木样地和草地三种植被类型δ15N和δ13C的分布特征,并在植被恢复的典型地区六道沟流域采集所有现存的植被恢复植被种类和坡面土壤和植物叶片样品,使用了偏最小二乘回归、方差分析、地统计学和结构方程模型等方法,研究了样带不同植被类型δ15N和δ13C的分布和影响因素,分析了六道沟流域所有植被的δ15N和δ13C差异,揭示了坡面δ15N和δ13C的变化,探索了不同植被恢复年限对不同土地利用类型下δ15N和δ13C的影响。主要结论如下:（1）对黄土高原南北样带（杨凌-长武-安塞-米脂-神木）乔木林地,灌木林地和草地三种土地利用方式下,土壤和叶片δ15N和δ13C的含量进行测定和分析,研究结果表明:乔木林地、灌木林地和草本样地土壤δ15N的平均值分别为5.82‰、5.58‰和4.77‰;乔木林地、灌木林地和草本样地叶片δ15N的平均值分别为0.55‰、0.54‰和-0.97‰;乔木林地、灌木林地和草本样地土壤δ13C的平均值分别为-11.05‰、-12.73‰和-16.47‰;乔木林地、灌木林地和草地叶片δ13C的平均值分别为-27.43‰、-27.02‰和-27.97‰。土壤δ15N和δ13C远高于叶片δ15N和δ13C,乔木林地和灌木林地土壤和叶片δ15N和δ13C远高于草地。通过建立PLSR模型,揭示多年平均降雨量（MAP）、土壤全氮（STN）和土壤有机碳（SOC）是土壤δ15N的主要影响因素;MAP对叶片δ15N和土壤δ13C产生显着影响;叶片δ13C的主要影响因素是土壤碳氮比（SCN）。（2）通过对六道沟流域植被恢复现存植被进行调查,按照植物的不同功能分为6类:C3-草本、C4-草本、固氮草本、非固氮草本、灌木和乔木。分析不同功能型（PFTs）植物的同位素含量,研究结果表明不同PFTs植物叶片和土壤的养分和同位素含量差异显着。灌木样地土壤和叶片有机碳和全氮含量明显高于其他样地;C4-草本的土壤和叶片有机碳含量最低。C4-草本样地叶片的13C含量显着高于其他样地。叶片δ13C、土壤δ15N和叶片δ15N的变化趋势基本一致。大小顺序表现为灌木>乔木>固氮草本>C3-草本>非固氮草本>C4-草本。不同PFTs叶片δ13C与土壤δ13C呈正相关关系,土壤δ15N也随着叶片δ15N的增加而增加。（3）选取六道沟流域典型植被恢复坡面,研究坡位和剖面对土壤和叶片养分以及碳、氮同位素分布的影响。研究结果表明叶片有机碳随坡位的降低呈现逐渐增加的趋势,叶片全氮、土壤有机碳和全氮都呈现先增加后降低的趋势。叶片δ13C和δ15N随坡位的降低呈现先降低后增加的趋势,而土壤δ13C和δ15N则呈现先增加后降低的趋势。通过地统计分析得到坡面土壤和叶片δ13C和δ15N含量的半方差函数最优拟合模型。土壤δ13C为指数模型,土壤δ15N和叶片δ13C为球状模型,叶片δ15N为高斯模型。土壤有机碳和全氮随着土壤深度的增加先降低后趋于稳定;土壤δ13C和δ15N随着土壤深度的增加先增加后趋于稳定。（4）通过对六道沟流域不同植被恢复年限的土壤和叶片养分和同位素含量分析发现:随植被恢复年限的增加,乔木样地土壤全氮、灌木和草地土壤全氮和有机碳显着增加,乔木样地有机碳呈现先增加后降低的趋势;叶片有机碳和全氮在不同植被恢复年限间的差异不显着;所有土地利用类型下土壤和叶片δ15N、草地和灌木样地土壤δ13C随植被恢复年限的增加呈现先增加后降低的趋势;叶片δ13C在不同土地利用类型之间的差异不显着。通过建立SEM得出,植被恢复年限对草地土壤δ13C和叶片δ15N,灌木样地土壤δ13C和δ15N和叶片δ13C,乔木样地土壤和叶片δ15N的影响最大。
李桂静[10]（2020）在《不同程度石漠化岩溶系统碳迁移机制研究》文中认为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。
二、Application of carbon isotope for discriminating sources of soil CO_2 in karst area, Guizhou（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、Application of carbon isotope for discriminating sources of soil CO_2 in karst area, Guizhou（论文提纲范文）
（1）黔西南11.4～3.5kaBP植被和气候演化的泥炭记录（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 研究现状及进展 |
| 1.2.1 全新世以来贵州地区的气候演变过程及其突变性 |
| 1.2.2 西南地区全新世植被过程 |
| 1.2.3 全新世以来中国泥炭古环境研究进展 |
| 1.3 研究内容、目标与技术路线图 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究目标 |
| 1.3.3 技术路线图 |
| 第二章 研究区概况、材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究材料 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 AMS~(14)C年代与沉积速率 |
| 2.3.2 高分辨率岩芯扫描 |
| 2.3.3 TOC、TN、含水率、干容重测定 |
| 2.3.4 孢粉、炭屑分析 |
| 第三章 安龙泥炭AL18 钻孔年代框架及代用指标结果 |
| 3.1 AL18 钻孔年代框架构建 |
| 3.2 AL18 钻孔岩芯扫描结果 |
| 3.3 AL18 钻孔TOC、TN、含水量、干容重结果及分析 |
| 3.4 AL18 钻孔孢粉及炭屑结果 |
| 3.4.1 主要孢粉类型及孢粉炭屑结果 |
| 3.4.2 孢粉组合主成分分析(PCA)结果 |
| 3.4.3 物种多样性结果 |
| 第四章 安龙泥炭记录的黔西南11.4～3.5 cal.ka BP植被演化过程 |
| 4.1 安龙地区常见植物的环境指示意义 |
| 4.2 11.4～3.5 cal.ka BP植被重建 |
| 4.3 11.4～3.5 cal.ka BP植被多样性 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 黔西南11.4～3.5 cal.ka BP气候演化及对比分析 |
| 5.1 安龙泥炭多指标揭示的气候演化历史及区域对比 |
| 5.1.1 安龙泥炭沉积特征及气候演化 |
| 5.1.2 云贵高原区古气候演化对比 |
| 5.2 安龙泥炭对气候突变事件的响应 |
| 5.3 本章小结 |
| 第六章 黔西南气候和植被演化驱动机制 |
| 6.1 气候演化驱动机制 |
| 6.2 植被对气候的响应和反馈 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 主要创新点 |
| 7.3 展望 |
| 参考文献 |
| 附录:安龙泥炭主要孢粉类型图版 |
| 作者简历及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）喀斯特典型裂隙土壤水分运移与养分迁移研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 前言 |
| 一 研究现状 |
| (一)土壤水分运移与养分迁移 |
| (二)喀斯特水分运移与养分迁移研究 |
| (三)喀斯特裂隙土壤水分运移与养分迁移 |
| (四)水分运移与养分迁移研究进展 |
| 1 文献的获取与论证 |
| 2 主要进展与标志性成果 |
| 3 国内外拟解决的关键科学问题 |
| 二 研究设计 |
| (一)研究目标与内容 |
| 1 研究目标 |
| 2 研究内容 |
| 3 研究特点与科技难点及创新点 |
| (二)技术路线与方法 |
| 1 技术路线 |
| 2 研究方法 |
| (三)研究区选择与代表性 |
| 1 研究区选择的原则和依据 |
| 2 研究区基本特征与代表性论证 |
| (四)资料数据获取与可信度分析 |
| 1 实验分析数据 |
| 2 野外调查数据 |
| 三 裂隙发育与裂隙土壤性质 |
| (一)裂隙发育特征 |
| 1 裂隙结构特征参数统计 |
| 2 不同海拔裂隙结构特征 |
| 3 喀斯特水文对裂隙发育影响 |
| (二)裂隙土壤理化性质 |
| 1 裂隙土壤物理性质 |
| 2 裂隙土壤化学性质 |
| (三)不同研究区裂隙土壤性质差异 |
| 1 不同研究区土壤物理性质差异 |
| 2 不同研究区化学性质差异 |
| 四 裂隙土壤水分动态 |
| (一)裂隙土壤水分动态 |
| 1 毕节研究区裂隙土壤含水量动态 |
| 2 花江研究区裂隙土壤含水量动态 |
| 3 施秉研究区裂隙土壤含水量动态 |
| (二)土壤水分对降雨强度的响应 |
| 1 典型裂隙土壤水分对小雨的响应 |
| 2 典型裂隙土壤水分对中雨的响应 |
| 3 典型裂隙土壤水分对大雨的响应 |
| 4 典型裂隙土壤水分对暴雨的响应 |
| 五 裂隙土壤水分运移与养分迁移 |
| (一)基于氢氧同位素的裂隙土壤水分运移 |
| 1 降水与土壤水稳定同位素特征 |
| 2 降雨对裂隙土壤水分贡献 |
| 3 裂隙土壤水分运移过程 |
| (二)土壤养分与溶质迁移 |
| 1 裂隙土壤可溶性养分迁移特征 |
| 2 可溶性养分与理化性质相关分析 |
| 3 裂隙土壤溶质迁移过程 |
| (三)土壤水分运移与养分迁移 |
| 1 土壤水分运移过程及其影响因素 |
| 2 土壤水分运移对养分和溶质迁移的影响 |
| 3 对水土漏失阻控与植被恢复的启示 |
| 六 结论与讨论 |
| 1 主要结论 |
| 2 主要创新点 |
| 3 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间科研成果 |
| 致谢 |
（3）锡林河流域不同类型水体有机碳与逸出二氧化碳稳定同位素研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 符号说明 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 稳定碳同位素在河流碳循环中的应用 |
| 1.2.2 人类活动对河流碳循环的影响 |
| 1.2.3 锡林河研究现状 |
| 1.3 研究目的及研究内容 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 第二章 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 自然地理概况 |
| 2.1.2 社会经济概况 |
| 2.2 实验方法 |
| 2.2.1 采样时间和采样点设置 |
| 2.2.2 水样的采集与测定 |
| 2.2.3 气样的采集与测定 |
| 2.3 计算和分析方法 |
| 2.3.1 总溶解无机碳(DIC)计算 |
| 2.3.2 Miller-Tans模型计算 |
| 2.3.3 数据处理 |
| 第三章 锡林河不同类型水体有机碳含量及稳定同位素分布特征研究 |
| 3.1 不同类型水体溶解有机碳含量及稳定同位素时空分布特征 |
| 3.1.1 水体溶解有机碳含量时空分布特征 |
| 3.1.2 水体溶解有机碳的稳定同位素分布特征及来源 |
| 3.2 不同类型水体颗粒有机碳含量及稳定同位素时空分布特征 |
| 3.2.1 水体颗粒有机碳含量时空分布特征 |
| 3.2.2 水体颗粒有机碳的稳定同位素分布特征及来源 |
| 3.3 本章小结 |
| 第四章 锡林河不同类型水体CO_2逸出及稳定同位素分布特征研究 |
| 4.1 不同类型水体CO_2逸出时空分布特征 |
| 4.2 不同类型水体逸出CO_2同位素分布特征及来源 |
| 4.2.1 自然水体逸出CO_2的同位素特征及其来源 |
| 4.2.2 人工水体逸出CO_2的同位素特征及其来源 |
| 4.2.3 污水排放区水体逸出CO_2的同位素特征及来源 |
| 4.3 本章小结 |
| 第五章 人类活动对锡林河水体碳含量、碳逸出及稳定碳同位素分布特征的影响 |
| 5.1 环境因子时空变化特征及相关性分析 |
| 5.1.1 水环境因子时空变化 |
| 5.1.2 水环境因子之间的相关性 |
| 5.2 人类活动对水体有机碳及二氧化碳逸出的影响 |
| 5.3 人类活动对水体有机碳、逸出二氧化碳稳定同位素的影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 资金项目资助 |
（4）贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.2 项目依托 |
| 1.3 研究现状及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 国内外研究进展 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究内容、研究目标及研究方案 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 研究目标 |
| 1.4.3 研究方案 |
| 1.5 主要创新点 |
| 1.6 完成的主要工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域岩浆活动 |
| 2.5 区域地球物理特征 |
| 2.6 区域地球化学特征 |
| 2.7 区域矿产 |
| 第三章 矿床地质特征 |
| 3.1 架底金矿 |
| 3.1.1 地层 |
| 3.1.2 构造 |
| 3.1.3 矿体特征 |
| 3.2 大麦地金矿 |
| 3.2.1 地层 |
| 3.2.2 构造 |
| 3.2.3 矿体特征 |
| 第四章 热液蚀变及矿物生成顺序 |
| 4.1 成矿前期矿物 |
| 4.2 成矿期矿物和热液蚀变 |
| 4.3 氧化期矿物 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 元素地球化学 |
| 5.1 主量元素 |
| 5.2 微量元素 |
| 5.3 稀土元素 |
| 5.4 元素Spearman相关系数分析 |
| 5.5 矿化过程中元素的带入带出 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 载金矿物特征及金的赋存状态 |
| 6.1 含砷黄铁矿 |
| 6.2 毒砂 |
| 6.3 金物相分析 |
| 6.4 金的赋存状态 |
| 6.5 元素沉淀机制 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 同位素地球化学 |
| 7.1 氢、氧同位素 |
| 7.2 碳、氧同位素 |
| 7.2.1 碳同位素 |
| 7.2.2 氧同位素 |
| 7.3 硫同位素 |
| 7.4 铅同位素 |
| 7.5 汞同位素 |
| 7.6 小结 |
| 第八章 流体包裹体 |
| 8.1 流体包裹体类型及岩相学特征 |
| 8.1.1 水溶液流体包裹体 |
| 8.1.2 CO_2-H_2O气液两相和三相流体包裹体 |
| 8.1.3 CH_4-H_2O气液两相流体包裹体 |
| 8.2 流体包裹体显微测温 |
| 8.3 流体包裹体成分 |
| 8.4 小结 |
| 第九章 成矿过程 |
| 9.1 与黔西南沉积岩容矿卡林型金矿对比 |
| 9.2 成矿物质和流体来源 |
| 9.3 成矿过程与成矿模式 |
| 第十章 找矿标志与找矿远景 |
| 10.1 找矿标志 |
| 10.2 找矿远景 |
| 第十一章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录一 攻读博士期间发表的论文 |
| 附录二 攻读博士期间获得的奖励和表彰 |
| 附录三 攻读博士期间主持和参加的科研项目 |
| 附表1 全岩主-微量元素分析结果及各分析元素检测限 |
| 附表2 全岩主-微量元素Spearman相关系数 |
| 附表3 EPMA标样及EPMA和 LA-ICP-MS检测限 |
| 附表4 黄铁矿和毒砂EPMA分析结果(ppm) |
| 附表5 黄铁矿和毒砂LA-ICP-MS分析结果(ppm) |
（5）喀斯特高原湖泊溶解性无机碳地球化学特征研究 ——以平寨水库为例（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 内陆水域碳循环研究进展 |
| 1.2.2 水库碳同位素研究综述 |
| 1.2.3 水库溶解无机碳研究现状 |
| 1.2.4 水库水-气界面碳通量研究进展 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究目的 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 2 研究区概况与样品实验分析 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 水文地质 |
| 2.1.3 自然气候 |
| 2.1.4 社会经济 |
| 2.2 监测点布设与样品采集 |
| 2.3 分析测试方法 |
| 2.4 数据处理 |
| 3 主要离子组成与来源 |
| 3.1 水化学特征 |
| 3.1.1 理化参数变化特征 |
| 3.1.2 主要离子组成及其变化特征 |
| 3.2 离子主要来源分析 |
| 4 溶解性无机碳及其同位素组成 |
| 4.1 平寨水库及其入库河流DIC时空变化 |
| 4.1.1 库区DIC时空变化 |
| 4.1.2 入库河流DIC时空变化 |
| 4.2 δ~(13)C_(DIC)变化特征及影响因素 |
| 4.3 DIC迁移转化机制分析 |
| 4.3.1 DIC影响因素 |
| 4.3.2 DIC来源分析 |
| 5 水-气界面CO_2交换特征及其控制机制 |
| 5.1 水-气界面CO_2交换的季节变化特征及影响因素 |
| 5.1.1 水-气界面pCO_2季节变化特征 |
| 5.1.2 垂向pCO_2季节变化特征 |
| 5.1.3 水体pCO_2影响因素分析 |
| 5.2 水-气界面CO_2交换通量分析 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 攻读硕士学位期间主要研究成果及参加课题情况 |
（6）喀斯特高原峡谷典型小流域石漠化水文过程与碳氮流失机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 前言 |
| 第一章 研究现状 |
| 第一节 水文过程与养分流失 |
| 第二节 石漠化水文过程与养分流失 |
| 第三节 喀斯特水文过程与水土养分流失研究进展与展望 |
| 一 文献获取与论证 |
| 二 研究阶段划分 |
| 三 国内外主要进展与标志性成果 |
| 四 国内外拟解决的关键科学问题与展望 |
| 第二章 研究设计 |
| 第一节 研究目标与内容 |
| 一 研究目标 |
| 二 研究内容 |
| 三 研究特点与难点及拟创新点 |
| 第二节 技术路线与方法 |
| 一 技术路线 |
| 二 研究方法 |
| 第三节 研究区选择与代表性 |
| 一 研究区选择的依据和原则 |
| 二 研究区基本特征与代表性论证 |
| 第四节 实验数据和资料及可信度 |
| 一 实验分析数据 |
| 二 野外调查数据 |
| 三 其他资料数据 |
| 第三章 流域地貌水文结构与产流特征 |
| 第一节 流域地貌水文结构特征 |
| 一 流域水文结构特征 |
| 二 流域地貌特征 |
| 第二节 流域气象水文特征 |
| 一 气象水文特征 |
| 二 大气降水线 |
| 第三节 流域产流特征 |
| 第四章 坡面壤中流水文过程与碳氮流失 |
| 第一节 坡面土壤水分分布与时空动态特征 |
| 一 坡面径流小区土壤水时空动态 |
| 二 小波相干分析 |
| 第二节 基于稳定同位素技术的坡面壤中流水文过程 |
| 一 坡面径流小区壤中流δD、δ~(18)O分布特征 |
| 二 基于Iso Source模型的坡面径流水来源分析 |
| 第三节 降雨对坡面产流产沙的影响 |
| 一 径流小区降水分配比例 |
| 二 降雨期间径流小区产流产沙量特征 |
| 第四节 降雨事件对坡面碳氮迁移与流失的影响 |
| 一 坡面SOC、TN、DOC、TSN分布特征 |
| 二 降雨期间径流DOC、TSN变化特征 |
| 三 降雨事件对坡面碳氮流失的影响 |
| 第五节 坡面壤中流水文过程与碳氮流失机制 |
| 一 坡面土壤水时空动态及其影响因素 |
| 二 不同植被类型对坡面壤中流水文过程与产流产沙量的影响 |
| 三 坡面壤中流水文过程对碳氮迁移与流失的影响 |
| 第五章 裂隙渗透流水文过程与碳氮分布 |
| 第一节 裂隙剖面土壤物理性质特征 |
| 一 裂隙剖面土壤物理性质垂直分布特征 |
| 二 裂隙剖面不同深度土壤物理性质差异特征 |
| 第二节 裂隙渗透流土壤水分动态特征 |
| 一 裂隙剖面渗透流土壤水动态变化 |
| 二 小波相干分析 |
| 第三节 基于稳定同位素技术的裂隙渗透流水文过程研究 |
| 一 裂隙不同深度渗透流的δD、δ~(18)O分布特征 |
| 二 基于二端元混合模型的裂隙渗透流新旧水比例划分 |
| 第四节 裂隙剖面土壤碳氮分布特征 |
| 一 裂隙剖面土壤碳氮垂直分布特征 |
| 二 裂隙土壤理化性质相关性分析 |
| 第五节 裂隙渗透流水文过程与碳氮分布机制 |
| 一 裂隙土壤水动态及其影响因素 |
| 二 裂隙渗透流水文过程 |
| 三 裂隙土壤碳氮分布及其影响因素 |
| 第六章 流域水文过程与碳氮流失 |
| 第一节 流域侵蚀泥沙来源分析 |
| 一 流域主要土地类型土壤碳氮分布特征 |
| 二 基于Iso Source模型的流域流失土壤来源分析 |
| 第二节 降雨期间流域产流动态特征 |
| 一 降雨期间流域产流特征 |
| 二 降雨事件下流域产流动态 |
| 第三节 降雨期间流域碳氮流失特征 |
| 一 降雨、径流、汇流、暗河流的DOC与 TSN浓度特征 |
| 二 降雨事件下径流、汇流、暗河流的DOC与 TSN浓度变化 |
| 三 降雨事件下流域碳氮流失特征 |
| 第四节 流域壤中流、径流、汇流与暗河流氢氧稳定同位素特征 |
| 一 流域主要土地类型壤中流的δD、δ~(18)O分布特征 |
| 二 流域径流、汇流、暗河流的δD、δ~(18)O分布特征 |
| 三 降雨事件下流域径流、汇流、暗河流的δD、δ~(18)O变化特征 |
| 四 不同水文结构的氢氧稳定同位素关系 |
| 第五节 基于氢氧稳定同位素示踪技术的流域产流来源辨析 |
| 一 基于二端元混合模型的流域径流新旧水比例划分 |
| 二 基于Iso Source模型的流域汇流来源分析 |
| 第六节 流域水文过程与碳氮流失的影响机制 |
| 一 流域产流的降雨响应特征及其影响因素 |
| 二 流域地貌特征对水文过程的影响 |
| 三 流域产流机制 |
| 四 流域水文过程对养分变化与流失的影响 |
| 第七章 结论与讨论 |
| 一 主要结论 |
| 二 主要创新点 |
| 三 讨论与展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间科研成果 |
| 致谢 |
（7）漓江流域无机碳和有机碳来源及岩溶碳循环过程（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 碳酸盐岩风化研究进展 |
| 1.2.2 无机碳来源和变化特征研究进展 |
| 1.2.3 有机碳来源和变化特征研究进展 |
| 1.2.4 耦联水生光合作用碳酸盐岩风化碳汇 |
| 1.3 科学问题 |
| 1.4 研究内容与技术路线及创新点 |
| 1.4.1 主要研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.4.3 创新点 |
| 第二章 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地质概况 |
| 2.1.2 气候水文概况 |
| 2.1.3 采样点概况 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 溶蚀试片溶蚀量及土壤理化性质测试方法 |
| 2.2.2 河流水化学测试方法 |
| 2.2.3 基于河流水化学计算无机碳来源 |
| 2.2.4 基于无机碳来源计算岩石风化碳同位素理论值 |
| 第三章 碳酸盐岩溶蚀与岩溶碳汇 |
| 3.1 大、小溶江流域碳酸盐岩溶蚀与影响因素 |
| 3.1.1 不同地质背景土壤理化特征 |
| 3.1.2 试片溶蚀量特征和影响因素 |
| 3.2 漓江流域碳酸盐岩溶蚀与影响因素 |
| 3.2.1 不同地质背景土壤理化特征 |
| 3.2.2 试片溶蚀量特征和影响因素 |
| 3.3 酸雨溶蚀碳酸盐岩的源汇分析 |
| 3.3.1 碳酸盐岩溶蚀作用主要影响因素 |
| 3.3.2 酸雨溶蚀过程的源汇转化 |
| 3.3.3 酸雨减汇效应评价 |
| 3.4 漓江流域碳酸盐岩溶蚀与岩溶碳汇 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 光合作用和水文驱动下的无机碳和有机碳日变化 |
| 4.1 河流水化学特征及主要离子变化特征 |
| 4.1.1 河流水化学特征 |
| 4.1.2 水生光合作用主导下的水化学昼夜变化 |
| 4.1.3 水文驱动下的水化学日变化 |
| 4.2 无机碳和有机碳来源及通量 |
| 4.2.1 无机碳来源 |
| 4.2.2 有机碳来源 |
| 4.2.3 无机碳和有机碳通量 |
| 4.3 岩溶碳循环特征和主控因素 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 水生光合作用对无机碳和有机碳季节性变化的影响 |
| 5.1 河流水化学特征及主要离子变化趋势 |
| 5.1.1 河流水化学变化特征 |
| 5.1.2 主要离子变化趋势及影响因素 |
| 5.2 无机碳来源 |
| 5.2.1 基于化学风化的无机碳来源特征 |
| 5.2.2 δ~(13)C_(DIC)变化特征和水生光合作用 |
| 5.3 有机碳来源 |
| 5.4 水生生物光合利用碳酸氢根来源有机碳定量评价 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 碳的年际变化与耦联水生光合作用碳酸盐岩风化碳汇 |
| 6.1 水化学特征 |
| 6.2 无机碳和有机碳来源 |
| 6.2.1 无机碳来源 |
| 6.2.2 有机碳来源 |
| 6.3 无机碳通量与岩溶碳汇 |
| 6.3.1 无机碳通量 |
| 6.3.2 耦联水生光合作用碳酸盐岩风化碳汇 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论及建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 存在的不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）外源碳酸钙对喀斯特区不同氮磷比石灰土有机碳矿化的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1 国内外研究现状 |
| 1.1.1 土壤有机碳库 |
| 1.1.2 不同元素计量比对喀斯特区土壤有机碳矿化的影响 |
| 1.1.3 外源碳酸钙对喀斯特区土壤有机碳矿化的影响 |
| 1.1.4 外源碳酸钙对土壤微生物学特性的影响 |
| 1.2 研究目的及意义 |
| 1.3 科学问题与创新点 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 创新点 |
| 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 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 试验地概况与土壤样品采集 |
| 2.1.1 样品来源 |
| 2.1.2 土壤样品采集 |
| 2.2 试验材料 |
| 2.3 试验设计 |
| 2.3.1 土壤矿化培养试验 |
| 2.3.2 土壤转化培养试验 |
| 2.4 测定项目及方法 |
| 2.4.1 土壤基本理化性质测定 |
| 2.4.2 土壤微生物生物量 |
| 2.4.3 ~(13)C同位素 |
| 2.4.4 微生物群落结构Miseq测序 |
| 2.5 计算方法与统计分析 |
| 2.5.1 计算方法 |
| 2.5.2 统计分析 |
| 第三章 结果与分析 |
| 3.1 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土CO_2释放的影响 |
| 3.1.1 不同氮磷比石灰土有机碳矿化特征 |
| 3.1.2 不同氮磷比石灰土CO_2释放对碳酸钙的响应 |
| 3.1.3 土壤有机碳累积矿化率 |
| 3.1.4 外源碳酸钙对土壤有机碳的激发效应 |
| 3.1.5 土壤“表观累积矿化量”中外源碳酸钙的贡献率 |
| 3.2 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土微生物生物量碳的影响 |
| 3.2.1 不同氮磷比石灰土微生物生物量碳的变化 |
| 3.2.2 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土微生物生物量碳的影响 |
| 3.3 外源碳酸钙对石灰土微生物群落结构多样性的影响 |
| 3.3.1 细菌群落α多样性 |
| 3.3.2 细菌群落与环境因子间的关系 |
| 3.3.3 真菌群落α多样性 |
| 3.3.4 真菌群落β多样性 |
| 第四章 讨论与结论 |
| 4.1 讨论 |
| 4.1.1 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土有机碳矿化的影响 |
| 4.1.2 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土微生物量碳的影响 |
| 4.1.3 外源碳酸钙对不同氮磷比石灰土微生物群落结构多样性的影响 |
| 4.2 主要结论 |
| 4.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（9）黄土高原不同植被类型和土壤碳氮同位素组成与影响因素分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 碳氮稳定同位素的概念以及在碳氮循环中的应用 |
| 1.2.2 植被恢复过程中影响碳氮循环的主要因素 |
| 1.3 研究工作中亟待解决的问题 |
| 第二章 材料和方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 研究内容 |
| 2.2.1 黄土高原样带土壤和植物碳、氮同位素组成及其影响因素 |
| 2.2.2 六道沟流域不同功能型植物对土壤和植物碳、氮同位素的影响 |
| 2.2.3 六道沟小流域典型坡面土壤有机碳、氮和δ~(13)C、δ~(15)N的分布规律 |
| 2.2.4 植被恢复年限对土壤和植物有机碳、氮和δ~(13)C、δ~(15)N空间分布的影响 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 试验设计 |
| 2.3.2 样品测试 |
| 2.3.3 数据分析 |
| 2.4 技术路线 |
| 第三章 黄土高原土壤和叶片Δ~(15)N和Δ~(13)C含量的分布以及影响因素 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 研究区概况 |
| 3.2.2 实验设计 |
| 3.2.3 样品采集与分析 |
| 3.2.4 偏最小二乘回归法(Partial least-squares regression,PLSR) |
| 3.3 结果 |
| 3.3.1 黄土高原土壤和叶片δ~(15)N的分布特征 |
| 3.3.2 黄土高原土壤和叶片δ~(13)C的分布特征 |
| 3.3.3 黄土高原土壤和叶片δ~(15)N的影响因素 |
| 3.3.4 黄土高原土壤和叶片δ~(13)C的影响因素 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 土壤和叶片的δ~(15)N的分布及影响因素 |
| 3.4.2 土壤和叶片的δ~(13)C的分布及影响因素 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 六道沟流域不同功能型植物土壤和叶片Δ~(15)N和Δ~(13)C含量的差别 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 研究区概况 |
| 4.2.2 实验设计 |
| 4.2.3 样品采集与分析 |
| 4.2.4 数据分析 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 不同PFTs叶片和土壤有机碳和全氮的分布 |
| 4.3.2 不同PFTs植物叶片和土壤δ~(15)N和 δ~(13)C的分布 |
| 4.3.3 不同功能型植物叶片和土壤δ~(15)N和δ~(13)C的影响因素 |
| 4.3.4 不同PTFs叶片δ~(13)C和土壤δ~(13)C之间的相关性 |
| 4.3.5 不同功能型植物叶片δ~(15)N和土壤δ~(15)N之间的相关性 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 不同PFTs土壤和叶片养分含量分布 |
| 4.4.2 不同PFTs土壤和叶片δ~(13)C和 δ~(15)N的分布及相关性分析 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 土壤和叶片Δ~(13)C和Δ~(15)N随坡位和土壤剖面的变化 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 材料与方法 |
| 5.2.1 研究区概况 |
| 5.2.2 实验设计 |
| 5.2.3 样品采集与分析 |
| 5.2.4 地统计分析 |
| 5.3 结果 |
| 5.3.1 生育期内土壤速效氮的动态变化 |
| 5.3.2 土壤和叶片有机碳和全氮随坡位的变化 |
| 5.3.3 土壤和叶片δ~(13)C和δ~(15)N随坡位的变化 |
| 5.3.4 土壤和叶片δ~(13)C和δ~(15)N随土壤剖面的变化 |
| 5.3.5 土壤和叶片δ~(13)C和δ~(15)N的地统计分析结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 土壤和叶片碳、氮含量随坡位和土壤剖面变化 |
| 5.4.2 土壤和叶片δ~(13)C和δ~(15)N随坡位和土壤剖面变化 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 植被恢复年限对土壤和叶片Δ~(15)N和Δ~(13)C的影响 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 材料与方法 |
| 6.2.1 研究区概况 |
| 6.2.2 实验设计 |
| 6.2.3 样品采集和分析 |
| 6.2.4 结构方程模型 |
| 6.3 结果 |
| 6.3.1 不同植被恢复年限对土壤和叶片碳、氮含量的影响 |
| 6.3.2 不同植被恢复年限对土壤和叶片δ~(13)C和δ~(15)N的影响 |
| 6.3.3 利用SEM研究不同因素对土壤和叶片δ~(13)C和 δ~(15)N的影响 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 植被恢复年限对有机碳和全氮的影响 |
| 6.4.2 植被恢复年限对δ~(13)C和δ~(15)N的影响 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 有待进一步研究的问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（10）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 |
四、Application of carbon isotope for discriminating sources of soil CO_2 in karst area, Guizhou（论文参考文献）
- [1]黔西南11.4～3.5kaBP植被和气候演化的泥炭记录[D]. 杨欢. 浙江师范大学, 2021(02)
- [2]喀斯特典型裂隙土壤水分运移与养分迁移研究[D]. 蔡路路. 贵州师范大学, 2021
- [3]锡林河流域不同类型水体有机碳与逸出二氧化碳稳定同位素研究[D]. 李想. 内蒙古大学, 2021
- [4]贵州西南部架底和大麦地玄武岩中金矿床成矿过程研究[D]. 李俊海. 贵州大学, 2021
- [5]喀斯特高原湖泊溶解性无机碳地球化学特征研究 ——以平寨水库为例[D]. 刘贤梅. 贵州师范大学, 2021
- [6]喀斯特高原峡谷典型小流域石漠化水文过程与碳氮流失机制[D]. 李渊. 贵州师范大学, 2021
- [7]漓江流域无机碳和有机碳来源及岩溶碳循环过程[D]. 孙平安. 中国地质大学, 2021
- [8]外源碳酸钙对喀斯特区不同氮磷比石灰土有机碳矿化的影响[D]. 张青伟. 贵州大学, 2020(01)
- [9]黄土高原不同植被类型和土壤碳氮同位素组成与影响因素分析[D]. 单燕. 西北农林科技大学, 2020(03)
- [10]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