一、大气甲烷的源和汇与土壤氧化 (吸收 )甲烷研究进展（论文文献综述）
钱栋[1]（2021）在《太湖地区土地利用方式转变对土壤N2O和CH4排放的影响》文中认为全球气候变暖是当今人类生存和发展面临的重大挑战。甲烷（CH4）和氧化亚氮（N2O）是二氧化碳（CO2）之后最重要的两大温室气体。土壤是大气CH4和N2O的重要排放源。随着历史进程的推进,太湖地区土地利用方式经历了由自然湿地转变为稻麦轮作地,再由稻麦轮作地转变为设施栽培蔬菜地的演变。这种演变过程体现了土地利用集约化程度的提高,农民收入增加,但其对温室效应的影响还不得而知。本文选取太湖地区典型自然湿地、稻麦轮作地、设施栽培蔬菜地,通过2年野外原位观测试验探讨了土地利用方式转变对温室气体CH4和N2O排放及其综合温室效应的影响。主要研究结论如下:土地利用方式转变显着减少了CH4的排放。整个观测期间自然湿地、稻麦轮作地、设施栽培蔬菜地CH4累积排放量分别为:970.66 kg C ha-1、896.71 kg C ha-1、-71.23 kg C ha-1。自然湿地CH4排放具有明显的季节变化规律,排放主要集中在夏季。稻麦轮作地CH4排放主要集中在水稻田淹水时期,麦季CH4排放较低。设施栽培蔬菜地表现为吸收CH4的状态,是大气CH4的汇。土地利用方式转变显着增加了N2O的排放。整个观测期间自然湿地、稻麦轮作地、设施栽培蔬菜地N2O的累积排放量分别为:3.35 kg N ha-1、14.38 kg N ha-1、81.62 kg N ha-1。自然湿地N2O排放水平较低,排放集中在春、夏两季。稻麦轮作地N2O排放主要集中在麦季,稻季N2O排放量较低。设施栽培蔬菜地N2O排放主要集中在夏季休闲时期。不同土地利用方式下CH4和N2O综合温室效应的大小顺序为:稻麦轮作地(26704.16kg eq-CO2ha-1)>自然湿地(25266.30 kg eq-CO2ha-1)>设施栽培蔬菜地(22543.51 kg eq-CO2ha-1),三者差异未达到显着性水平。CH4是自然湿地的主导温室气体,其对温室效应的贡献达到96.04%。CH4也是稻麦轮作地的主导温室气体,其对温室效应的贡献达到83.95%。N2O是设施栽培蔬菜地的主导温室气体,土壤吸收的CH4部分抵消了N2O产生的温室效应,抵消量约为整个观测期N2O造成的增温潜势的7.32%。土地利用方式转变显着改变了土壤的理化性质。多元线性回归分析结果表明:驱动稻麦轮作地CH4排放的土壤因子为土壤电导率和硝态氮含量,驱动稻麦轮作地N2O排放的土壤因子为土壤铵态氮含量。驱动设施栽培蔬菜地N2O排放的土壤因子为土壤含水率和p H值。综上所述,太湖地区自然湿地转变为稻麦轮作地,增强了CH4和N2O的综合温室效应;稻麦轮作地转变为设施栽培蔬菜地,削弱了CH4和N2O的综合温室效应。在评价土地利用方式转变所引起的环境效应时,应该关注不同生态系统温室气体的排放特征,及时采取有效的固碳、固氮减排措施,缓解土地利用方式转变引起的温室气体排放。
李佳[2]（2021）在《乌梁素海湿地不同微生境下温室气体通量及其驱动因子研究》文中研究表明湿地生态系统是温室气体CO2、CH4和N2O主要的天然排放源之一,减少自然湿地的温室气体排放受到全球广泛关注。乌梁素海湿地是我国北部干旱区具有代表性的湿地,本文通过室内培养法,研究了乌梁素海湿地湖滨带CO2、CH4和N2O通量的释放规律,综合分析土壤理化指标和微生物因子与温室气体通量的相关性,并利用线性混合效应模型评估CO2、CH4和N2O通量的主要环境驱动因子。主要结果如下:（1）乌梁素海湿地湖滨带不同微生境下土壤中温室气体通量存在明显的空间异质性。CO2通量:有植被群落生境排放通量>无植被生境;CH4通量:白刺和碱蓬植被下的土壤基质表现为CH4的吸收汇,其它样点表现为CH4的排放源;N2O通量:除碱蓬外,基本表现为有植被群落生境排放通量>无植被生境。（2）土壤理化指标及与温室气体通量相关性分析结果表明,有机碳与土壤粘粒呈极显着正相关,CH4通量与土壤含水率呈极显着正相关,盐度和NO3--N呈显着正相关;NO3--N和NH4+-N呈显着正相关。（3）不同微生境土壤基质中优势菌群为变形菌门、放线菌门、绿弯菌门、厚壁菌门、拟杆菌门、芽单胞菌门、Desulfobacterota门、酸杆菌门、Patescibacteria门、弯曲杆菌门。CH4和CO2通量与绿弯菌门、Desulfobacterota门和酸杆菌门的相对丰度呈正相关关系,与放线菌门、拟杆菌门、芽单胞菌门的相对丰度呈负相关。N2O通量与变形菌门、Patescibacteria门的相对丰度表现出正相关性。（4）采用线性混合效应模型分析得出:非生物因子土壤盐度、有效磷、硝态氮、含水率和生物因子pmoA、nosZ、16S rRNA基因丰度共同影响CH4通量;非生物因子亚硝态氮、总氮、土壤质地、有机碳和生物因子pmoA、nosZ、16S rRNA基因丰度共同影响N2O通量;非生物因子土壤盐度、有效磷、亚硝态氮、总氮、土壤质地和生物因子pmoA、16S rRNA基因丰度共同影响CO2通量。
杨秀影[3]（2021）在《锡林浩特典型草原区甲烷通量的研究》文中指出针对干燥土壤是否吸收温室气体CH4的环境问题,急需理清干旱半干旱地区的草原土壤对CH4的作用机理。本文利用实测的CH4通量和土壤、植被等因子,分析实测CH4通量的变化规律以及其与环境因子的相关性;利用DNDC模拟CH4日通量,分析研究区CH4通量的时空分布特征;采用情景分析法筛选出未来10年最有利于实现草原CH4汇的预测方案,并分析其增温潜势和年变化特征。主要研究内容和结果如下:（1）实测CH4通量的特征及其与环境因子的相关性。本文利用静态箱-气相色谱法测定了2019年7月和2020年7月的11个样地的CH4通量,并实验测定了各样地土壤（土壤容重、pH、黏土比例、SOC含量）、植物（一年生/多年生植物的根/茎/叶/籽粒的生物量、生物量比例、碳氮比）参数,野外实测了各样地的土壤温度（0cm和5cm）。实测CH4通量均为负值,说明7月的草原土壤为CH4吸收汇。CH4吸收通量的日变化规律为昼高夜低,日间13:00～18:00是CH4吸收通量的高值时段,可累积约全天CH4吸收通量的43%。日间7:00的CH4通量最为接近日均CH4通量。林地、草原、裸地、沙地、耕地、交通用地类型均吸收CH4气体,而且自然的土地利用类型（林地、草原、裸地、沙地）的CH4吸收通量要高于耕地和交通用地,然而湿地的土壤水分过高形成厌氧环境会释放CH4。土壤SOC、黏土比例和土壤容重对CH4通量的影响不显着,土壤pH、5cm土壤温度对CH4吸收通量有显着正影响;过多的地上植物生物量会抑制土壤吸收CH4的速率,较高的地下植物生物量则会促进土壤吸收CH4的速率,植物的C/N的升高不利于土壤吸收CH4。（2）DNDC模型的敏感性分析及精度验证。基于实测的土壤、植被、降雨中N浓度等参数,中国气象数据网站的气象资料、GOSAT官方网站的CO2浓度数据和放牧统计数据,进行了DNDC模型CH4通量的敏感性环境因子分析,筛选出CH4通量的敏感环境因子为气温、降水、土壤黏土比例、土壤容重和土壤SOC含量。气温和土壤SOC含量的升高可以促进土壤吸收CH4,降水、土壤容重和土壤黏土比例升高则会减缓土壤对CH4的吸收。其次,利用2019年和2020年实测的CH4通量进行DNDC模拟值的精度验证,两者的相关系数R为0.77（P<0.01）,说明模拟值和实测值具有极显着的相关性。在Arc GIS中,分别进行CH4通量的模拟值和实测值的空间插值,利用500随机点分别提取区域的CH4通量实测值和模拟值,进行线性拟合,两者的R2=0.72。因此,DNDC模拟的CH4通量具有较高的准确性,可以利用DNDC模型模拟草原CH4通量。（3）CH4通量的时空分布特征。a)DNDC模拟的两年CH4日通量的时间变化。2019和2020年的3月～11月,土壤均表现为吸收CH4。11个样地在各月的变化趋势基本一致,在每个月内,各样地的CH4通量大小有差异,这与样地间土壤、植被等环境因子有关。2019年和2020年同月的CH4日通量的变化曲线不一样,主要源于降水时间和降水量的差异;而两年同月的CH4通量变化幅度接近,这是由于气温变化幅度相近。并且,受两年气温降水的年变化的影响,2019年CH4吸收通量最大峰值出现在7月,季节的吸收通量表现为夏季>秋季>春季>冬季。2020年CH4吸收通量最大峰值出现在5月,季节的吸收通量表现春季>夏季>秋季>冬季。2019年11个样地的累积CH4吸收通量的平均值(0.6529kg·h-1)高于2020年(0.6391kg·h-1)。b)DNDC模拟的两年CH4日通量的空间变化。2019年研究区月、季、年的CH4吸收通量均呈现西北低东南高的空间分布格局,2020研究区月、季、年的CH4吸收通量均呈现北高南低的空间分布格局。CH4通量空间格局的差异与气温降水空间格局密切相关,高温和年降水量300mm左右的区域CH4吸收通量较高,说明这些环境条件有利于土壤对CH4的吸收。2019年和2020年草原的CH4年吸收总量的均值分别为1.1714×106kg C和1.1135×106kg C,说明典型草原是一个较大的CH4汇。（4）CH4通量的情景分析及增温潜势（GWP）。a)基于DNDC模型敏感性检验,筛选出CH4通量的敏感环境因子为气象因子（气温、降水）和土壤因子（土壤SOC、土壤容重和土壤黏土比例）,以这5种环境因子作为情景分析的变量因子。2001～2020年气温波动上升,降水波动下降,2000～2020年土壤SOC呈下降的趋势,土壤容重和黏土比例呈上升的趋势,以此进行未来10年各因子变化的情景设置。情景因子自由组合得到16种预测方案,利用DNDC模拟出未来10年每种预测方案的CH4通量。CH4通量的年际变化趋势受气象和土壤因子的共同影响,而且气象因子组的影响大于土壤因子组。b)预测方案⑴T1P1S1D1C1下,2021～2030年CH4吸收通量的10年累积值较高,即保持气温降水过去10年的水平和土壤因子（土壤SOC、容重、黏土比例）过去20年的平均水平,该情景组合既有利于草原土壤发挥CH4吸收汇的作用,又符合草原生态系统健康发展的需求,因此,该情景组合优选为最佳预测方案。c)最佳预测方案的情景组合下,未来10年CH4通量的年均GWP表现出波动降低的趋势,平均GWP为-18.273kg·hm-2,略大于2019年(GWP=-18.281kg·hm-2)、小于2020年(GWP=-17.895kg·hm-2),说明该预测方案可以有效地促进草原吸收CH4,因此,把草原环境恢复到2020年以前的20年的平均水平,才能使草原保持最优的环境,将更有利于典型草原土壤吸收CH4,以达到减缓温室效应的目标。
乌日古木拉[4]（2021）在《大兴安岭森林沼泽湿地CH4浓度变化特征及其与水汽浓度关系研究》文中研究表明湿地在陆地生态系统中,其作用经常比作是人的“肾”,在全球碳循环中扮演着不可或缺的角色。甲烷（CH4）是重要的增温气体,研究甲烷浓度及其环境控制机制对全球碳循环以及气候变化的研究具有重要意义。本研究在内蒙古大兴安岭林区进行实验,利用LGR的快速甲烷分析仪（FMA）测定了大兴安岭森林沼泽湿地距地面40cm处的CH4浓度和水汽浓度,对大兴安岭森林沼泽湿地空气CH4浓度的昼夜变化、月变化、季节变化特征,并分析水汽浓度对CH4浓度的影响机制。结果表明:（1）沼泽湿地CH4浓度的昼夜变化体现为“单峰型”的变化特征。CH4随水汽浓度的升高而降低。峰值呈现时间为12:00左右。水汽浓度的昼夜变化呈现双峰曲线,二者峰值呈现时间段分别为6:00～12:00和16:00～19:00。（2）水汽浓度的月变化规律,呈现先增大后减少的变化趋势。6月份开始进入生长季,空气水汽浓度逐渐增大,7月变化幅度为最大,最高值达到25582.44（μmol/mol）,从8月分开始逐渐降低,9月份水汽浓度值为7180.49±12525.39（μmol/mol）。一直持续到次年5月份水汽浓度开始逐渐增大的趋势。（3）CH4浓度月变化规律呈现先增大后减少的趋势。6月份CH4浓度波动比较稳定,一直在1.8763～1.9079（μmol/mol）之间。7月份进入降雨期,CH4浓度急速下降,波动也增大,直到8月中旬开始回升,直到8月最高值1.9689（μmol/mol）才开始下降。10月、11月,气温降低,研究区进入结冻期,CH4浓度总体趋势向上,10月稳定在1.9416±0.02（μmol/mol）。11月份CH4浓度变化较大,达到1.9705±0.02（μmol/mol）。12月上升至2.0217±0.02（μmol/mol）。直到次年1月份开始下降。1月、2月、3月的CH4浓度值为2.0179±0.02（μmol/mol）、2.0135±0.03（μmol/mol）、1.9824±0.01（μmol/mol）。1-3月CH4浓度变化一直是下降状态。4-5月研究区进入消融阶段,消融阶段依旧是下降状态。（4）大兴安岭沼泽湿地CH4浓度与水汽浓度的关系,从相关性关系来看CH4随着空气的水汽浓度升高而降低,呈现负相关关系。生长季相关公示为:y=8E-14x3-4E-09x2+4E-05x+1.808（R2=0.7765,p<0.05）。非生长季相关公式为y=9E-12x3-4E-08x2+1E-05x+2.035（R2=0.4916,p<0.05）。水汽浓度越高可能会导致沼泽湿地土壤水饱和状态,土壤进入水饱和状态后可能导致CH4浓度变小,从而影响着CH4浓度的大小变量。
吴祥文[5]（2021）在《大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应》文中进行了进一步梳理多年冻土是冰冻圈的重要组成部分,对气候变化更为敏感。气候变暖造成多年冻土退化,影响土壤系统碳氮循环。大兴安岭地区是中国高纬度多年冻土的核心分布区,也是中国重要的林业基地,正经历着更大的温升幅度,因此是揭示森林生态系统对寒区气候变化和人类活动响应的理想研究场所。受人类活动和气候变暖的共同影响,多年冻土正加速退化,这加剧了古碳的分解并释放出更多的温室气体,对气候变化产生重要的反馈。本研究采用野外原位观测与室内模拟实验相结合的方法,以大兴安岭典型的兴安落叶松林（Larix gmelinii,LF）、樟子松林（Pinus sylvestris var.mongolica,PF）和白桦林（Betula platyphylla,BF）土壤为研究对象,探究多年冻土不同林型土壤温室气体动态特征及主控因子,定量研究多年冻土不同土层土壤温室气体排放对气候变化的贡献,揭示多年冻土生态系统温室气体排放对气候变化的响应机制。主要研究结果如下:（1）大兴安岭多年冻土区兴安落叶松林、樟子松林和白桦林土壤温室气体（CO2、CH4和N2O）季节差异显着（p<0.05）,不同森林类型间土壤CO2和CH4通量差异显着（p<0.05）。3种森林土壤均表现为CO2和N2O的排放源,CH4的吸收汇。在两个观测周期内（2016.5-2018.4）,土壤CO2通量呈单峰型变化,年均排放通量表现为樟子松林(291.76 mg·m-2·h-1)>兴安落叶松林(273.84 mg·m-2·h-1)>白桦林(243.29 mg·m-2·h-1);土壤CH4通量也呈单峰型变化,年均吸收通量表现为白桦林(-30.46 ug·m-2·h-1)>樟子松林(-24.59 ug·m-2·h-1)>兴安落叶松林(-19.33ug·m-2·h-1);土壤N2O通量较为复杂,第1个观测期为双峰型,第2个观测期呈单峰型变化,年均通量表现为樟子松林(13.33 ug·m-2·h-1)>兴安落叶松林(11.80ug·m-2·h-1)>白桦林(11.45 ug·m-2·h-1)。温度是影响多年冻土区不同森林类型土壤CO2和N2O通量的主要因子,土壤CH4通量受土壤温度和含水量共同影响。（2）地被物和积雪对多年冻土区土壤CO2、CH4和N2O通量具有显着影响,冬季降雪和植被生长季节,土壤CO2、CH4和N2O通量分别占有重要比重。野外原位观测发现,土壤CO2、CH4和N2O的通量变化范围分别为5.21±2.15～980.79±42.70 mg·m-2·h-1、-61.12±9.56～34.31±9.22 ug·m-2·h-1和-3.99±4.25～49.46±2.02 ug·m-2·h-1。地被物去除处理降低了各森林类型土壤CO2和N2O通量,但提高了土壤CH4吸收通量。冬季积雪去除处理降低了土壤CO2和N2O通量,提高了土壤CH4排放通量。土壤CO2通量主要受到土壤温度影响,与土壤温度呈显着正相关关系（p<0.01）。土壤CH4通量受土壤含水量和土壤温度影响较大,与土壤含水量和土壤温度显着相关（p<0.05）。土壤N2O通量受土壤温度影响相对较大,受其它因素影响相对较小。不同地被物和积雪处理下,各森林类型土壤CO2、CH4和N2O通量还不同程度受到土壤p H值、硝态氮、铵态氮、总氮和有机碳等因素的影响。（3）室内模拟培养实验发现,不同水热条件下,大兴安岭多年冻土区不同土层土壤CO2、CH4和N2O通量范围分别为0.49～2.43 mg·kg-1·h-1、-0.14～0.01ug·kg-1·h-1和-0.21～0.10 ug·kg-1·h-1。温度对不同土层土壤温室气体影响较为显着,含水量影响相对较小。变温培养下,各土层土壤CO2通量随温度的变化而显着变化。各层土壤CO2通量表现为A层>B层>C层的分配模式。交互分析发现土层和温度是影响CO2通量的主要因素。变温培养发现,10°C是影响土壤CH4通量的重要温度阈值,各土层土壤CH4吸收通量表现为B层>C层>A层的分配模式。土壤CH4受土壤温度和土层影响较大。土壤温度和土层对土壤N2O影响较大,恒温培养,发现不同土层土壤N2O表现为A层>B层>C层。而变温培养发现A层和B层土壤N2O表现为吸收通量,C层土壤表现为排放通量。升温显着增加土壤CO2和N2O排放通量,增加土壤CH4吸收通量。（4）大兴安岭多年冻土区不同土层土壤微生物多样性以及丰富度指数均存在一定差异,主要体现在丰度上,而其菌群种类基本一致。优势种群为绿弯菌门（Chloroflexi）、变形菌门（Proteobacteria）、放线菌门（Actinobacteria）和酸杆菌门（Acidobacteria）。土壤TOC和p H值是影响各土层细菌群落的主要理化因素。多样性分析发现,A层土壤菌群Chao1指数和Observed species指数高于B层和C层土壤;A层和B层土壤细菌群落组内差异显着大于C层土壤。（5）大兴安岭多年冻土区3种典型森林土壤CO2、CH4和N2O累计通量分别13.45±0.34～16.54±0.39 t·hm-2、-1.77±0.08～-0.51±0.07 kg·hm-2和0.61±0.02～0.81±0.02kg·hm-2。生长季土壤CO2和N2O通量贡献率达到64.10%～91.89%。3种典型森林土壤温室气体综合全球增温潜势分别为兴安落叶松林15.934 t·hm-2、樟子松林16.445 t·hm-2、白桦林14.064 t·hm-2。不同土层土壤温室气体综合全球增温潜势分别为A层954.42 mg·kg-1、B层693.90 mg·kg-1、C层521.17 mg·kg-1。综合分析表明,未来气候持续变暖背景下,多年冻土将进一步退化,从而释放更多的温室气体,增强大气温室效应,对气候变暖产生正反馈。本研究对明晰中高纬多年冻土区碳氮循环过程以及地球系统模式改进提供重要科学依据,对维护寒区生态安全及应对区域气候变化有着重要意义。
王锐诚[6]（2021）在《亚热带亚高山泥炭地甲烷循环过程及其驱动机制 ——以神农架大九湖泥炭湿地为例》文中进行了进一步梳理泥炭地是全球最重要的生态类型之一,尤其对陆地生态系统而言。全球泥炭沉积以总占比约3%的陆地面积却存储着将近30%的陆地有机碳,使之成为可以影响和调控全球碳循环过程的富碳载体。鉴于泥炭地的发育和演化与自身的水热配置条件存在着本质且紧密的关联,对气候变化极其敏感的泥炭生态体系在多数事件内均以相对平衡且平和的“富碳碳库”兼顾“储水水库”的角色参与并且维持着全球碳循环。然而,泥炭地生态系统对气候变化的敏感以及气候变暖、极端降水和极端干旱等事件使得泥炭地生态功能发生重大转变,由原来的固定碳汇逐渐演化成不稳定碳库甚至碳汇碳源交替角色,对全球碳循环造成明显的影响和改变,因此泥炭地成为全球气候变化中被高度关注的热点。基于此,探索泥炭地碳循环对全球碳循环的影响已经成为备受关注的科学课题,尤其是泥炭地碳循环中的甲烷循环过程,更是热点中的热点。神农架大九湖泥炭湿地地处30°N,是全球范围内罕见的中低纬度亚热带亚高山泥炭湿地,其典型的沉积连续特点结合封闭式的亚高山盆地地形以及单一雨养型贫营养泥炭藓泥炭地沉降特征,使其成为理想的本次课题的研究对象。不同于高纬极地泥炭和低纬赤道泥炭,中纬度大九湖泥炭其独特的气候环境水热配置以及特殊的亚高山沉积特征可能会孕育着独特的碳循环甲烷循环过程。基于此,本次研究以大九湖泥炭湿地为核心研究区,以微生物特征生物标志化合物结合功能群核酸DNA分析为主要技术手段,将现代过程监测与地质沉积序列深时钻孔古气候古环境重建相结合,秉承“将今论古,以古示今”的学术思想去探索中纬度亚热带亚高山泥炭地甲烷代谢循环过程及其相关驱动机制。目前所获得具体进展如下:一、阐明了大九湖泥炭湿地产甲烷古菌和甲烷氧化细菌的群落分布,揭示了产甲烷古菌受水位控制,而甲烷氧化细菌群落分布则与甲烷浓度相关,群落丰度受水位调控。对中纬度大九湖泥炭湿地进行现代过程环境监测以及甲烷循环微生物功能群分析,结果显示:现代过程大九湖泥炭地甲烷循环微生物群受不同的环境因子条件控制。产甲烷古菌主要为rice cluster I、related rice cluster I以及fen cluster,尤其在泥炭垂向剖面的中和下层位点;上层泥炭则主要以Methanoregulaceae为主要产甲烷古菌;结合泥炭剖面垂向位点微环境信息,CCA分析显示水位值是显着控制大九湖泥炭地产甲烷古菌群群落组成以及垂向分布的唯一环境因子。同时基因定量分析表明产甲烷古菌群mcr A基因绝对丰度对泥炭垂向剖面样点水位值以及溶解氧呈现显着（p<0.01）负相关;与泥炭地产甲烷古菌生标化合物古菌醇通量和GDGT-0通量极显着（p<0.001）负相关于泥炭地水位值以及溶解氧相吻合。对比于产甲烷古菌群,甲烷氧化细菌群落丰度以及垂向分布规律则明显不同。泥炭垂向剖面的上层和中层泥炭位点甲烷氧化细菌功能群主要以II型Methylocystis为优势种群,然而下层则以I型Methylospira以及Methylomonas占据主导;CCA分析显示泥炭甲烷浓度是唯一显着（P=0.034）控制甲烷氧化细菌功能群群落结构及分布的环境因子。其功能基因定量结果显示甲烷氧化菌pmo A基因绝对丰度对垂向泥炭剖面样点水位值以及溶解氧呈现极显着（p<0.01）正相关。此外,甲烷循环微生物功能群的共发生网络结构模块也进一步验证了产甲烷古菌和甲烷氧化细菌的群落垂向分布规律。二、揭示了作为古水位指标的藿类化合物的微生物源群落组成分布特征及其与环境因子之间的关系。承接前文可知泥炭地水位值是显着影响泥炭地甲烷循环微生物功能群的环境因子,因此建立泥炭水位值微生物地质代用指标可以为后续古今结合研究不同时间尺度甲烷循环提供更多保障。笔者总结前人研究,目前产藿类微生物以及藿类化合物通量已经被很好地应用于古水文的重建,但是对于产藿类微生物功能群的生态学了解依然薄弱。基于大九湖泥炭宏基因组数据基础和全球公开可引用的有关产藿类微生物藿烷环化酶基因的数据,笔者探讨了多生态系统背景下产藿类微生物的群落组成分布及其与环境因子之间的关系。结果表明产藿类微生物群落组成分布具有高度生境特异性。其中Acidobacteria是泥炭生态系统中重要的产藿类微生物群;珊瑚礁则全部为Betaproteobacteria;酸性矿坑水和热泉等极端生态系统产藿类微生物群中,未知产藿类微生物种群占比分别为30.50%和89.58%,暗示着可能存在大量潜在的新型产藿类微生物菌群。笔者进一步对全球范围内产藿类微生物群落与环境因子信息进行Canoco冗余分析,结果表明环境载体TOC总有机碳（P=0.006）、p H酸碱度（P=0.002）、DO溶解氧（P=0.034）以及盐度（P=0.02）对全球产藿类微生物功能群群落结构以及分布特征具有显着的影响作用,而其中溶解氧条件可能是泥炭系统中关键的影响因子。与核酸分子反映其群落组成和分布相一致,泥炭产藿类生物标志化合物藿类含量数据表明,现代过程泥炭地藿类含量指标与水位值以及溶解氧均呈现极显着（P=0.001）正相关。三、结合类脂化合物和核酸分子生物学证据,揭示了大九湖全新世以来甲烷循环的两阶段模式及其驱动机制。笔者对神农架大九湖泥炭钻孔ZK3样品进行甲烷微生物生标脂类化合物以及功能基因实验测试,结果表明:全新世13.00 kyr BP以来,大九湖泥炭地产甲烷代谢过程呈现出两段式模式,与大九湖泥炭沉积速率基本完全吻合;基于MATLAB的插值拟合结果表明产甲烷代谢过程指标古菌醇通量、GDGT-0通量以及功能基因mcr A绝对定量与泥炭地沉积速率极显着（p<0.01）正相关。而同时水文变化指标藿类通量和基于植硅体反映的水位值以及温度变化曲线对产甲烷代谢指标则没有稳定的显着相关性。基于此,笔者推测中纬度大九湖泥炭地全新世以来泥炭沉积速率驱动产甲烷代谢过程发生,而非水文波动和温度变化;是不同于极地泥炭和赤道泥炭产甲烷过程的全新驱动机制。相对于产甲烷代谢过程,甲烷氧化细菌介导的甲烷氧化过程明显受水文条件控制,其pmo A基因丰度与泥炭植硅体重建的水位值呈现显着（r=0.81,p=0.014）正相关关系;同时温度与沉积速率指标对甲烷氧化指标pmo A基因绝对丰度并无任何显着相关性暗示温度和沉积速率并不影响大九湖甲烷氧化过程。因此,对于中纬度亚热带大九湖泥炭地自全新世13.00 kyr BP以来,泥炭沉积速率和水位变化波动是驱动大九湖泥炭地甲烷代谢循环过程-产生/氧化的主要控制因素。四、晚更新世以来大九湖水文变化驱动产甲烷代谢过程及其驱动机制。承接前文ZK3钻孔研究结论,笔者对大九湖泥炭深钻ZK7样品进行生物标志化合物实验分析发现:晚更新世以来,大九湖泥炭地产甲烷代谢指标古菌醇通量和GDGT-0通量与水文以及氧化还原条件具有相关变化趋势,暗示晚更新世以来水文条件波动驱动产甲烷过程;尤其是深海氧同位素第三阶段（MIS3）中期距今约41.10 kyr BP,产甲烷微生物指标出现最高峰值,而同时期氧化还原指标GDGT-0/Cren以及藿类通量水文指标均指示此时大九湖处于高水位极端厌氧的状态,也印证了晚更新世阶段5/4/3期间水文条件驱动大九湖产甲烷代谢过程。此外,温度以及沉积总有机碳对晚更新世阶段5/4/3期间大九湖地区产甲烷代谢过程没有明显的影响和驱动作用。总而言之,本次课题依托大九湖科研基地,结合微生物有机化学生标和分子生物学两种技术手段,从古今结合的角度,全面还原和重建了中纬度亚热带泥炭地全新世甚至晚更新世以来甲烷代谢循环过程。论文的创新点在于:1、率先将古DNA方法引入到泥炭地甲烷循环重建中,揭示了产甲烷古菌和甲烷氧化细菌全新世以来的定量变化,刻画出全新世以来甲烷循环代谢过程;2、区别于极地泥炭和赤道泥炭的甲烷循环驱动机制,笔者提出了中纬度亚热带亚高山泥炭全新世以来沉积速率驱动产甲烷过程,而水位值变化控制甲烷氧化过程的新机制,为深刻认识和理解全球泥炭地甲烷循环提供了进一步的参考和理论数据。
李全[7]（2021）在《长期氮和生物炭添加对毛竹林土壤温室气体通量的影响》文中进行了进一步梳理大气CO2、CH4和N2O等温室气体浓度的增加是全球气候变化的主要驱动因素。森林是CO2、CH4和N2O重要的源或汇,森林土壤温室气体通量与气候变化之间的反馈是森林生态系统调节气候系统的关键环节。持续增加的大气氮沉降提高了土壤氮的有效性,导致了土壤酸化,通常会引起森林土壤温室气体排放的增加。生物炭自身具有强大的吸附性和碱性等特点,添加到土壤中能够降低土壤氮的有效性,缓解土壤酸化,减少土壤温室气体排放,被认为是减缓全球气候变化的一种有效策略。然而,生物炭添加能否有效的减缓大气氮沉降对森林土壤温室气体排放的促进作用及其调控机制尚不清楚。毛竹林是我国竹林的主体,也是亚热带地区最重要的人工林之一,与此同时,该地区也是我国氮沉降最严重的地区之一,而且有可能进一步增加的趋势。基于此,本研究基于长期（>5年）不同水平氮添加(对照Control:0 kg N ha-1 yr-1;低氮N30:30 kg N ha-1 yr-1;中氮N60:60 kg N ha-1 yr-1;高氮N90:90 kg N ha-1 yr-1)和生物炭添加(对照Control:0 t ha-1;低水平生物炭氮BC20:20 t ha-1;高水平生物炭BC40:40 t ha-1)野外固定试验样地,通过对土壤温室气体的长期定位监测,结合土壤理化性质和微生物等变化,分别探讨氮添加和生物炭添加及其联合作用对毛竹林土壤温室气体的影响及其调控机制。主要结果如下:（1）低氮和中氮添加显着增加了毛竹林土壤CO2和N2O年均排放量,分别增加了17.0%-25.4%和29.8%-31.2%,但降低了土壤CH4年均吸收量（12.4%-15.9%）,导致全球增温潜势（GWP）增加了17.9%-25.9%。而高氮处理显着增加了土壤N2O年均排放量（20.4%）,但显着降低了土壤CH4年均吸收量（16.8%）,但对土壤CO2年均排放量和GWP无显着影响。氮添加对土壤CO2和N2O排放的促进作用随着氮添加时间的增加而减弱。与此同时,氮添加提高了土壤微生物量碳（MBC）,有效氮（AN）和铵态氮（NH4+-N）含量,但降低了土壤pH值。土壤CO2和N2O通量与土壤MBC和AN存在显着正相关关系。土壤CH4通量与土壤MBC和pH值呈显着正相关关系,与土壤NH4+-N含量呈显着负相关关系。（2）生物炭添加（BC20和BC40）显着增加了土壤CO2年均排放量（18.4%-25.4%）和CH4年均吸收量（7.6%-15.8%）,但显着降低了N2O年均排放量（17.6%-19.2%）,导致GWP增加了16.4%-22.8%。与此同时,生物炭添加降低了土壤MBC、AN和NH4+-N含量,但增加了土壤pH值。土壤CO2通量与土壤MBC存在显着正相关关系。土壤N2O通量与土壤AN和NH4+-N含量呈显着正相关关系,与土壤pH值呈显着负相关关系。土壤CH4通量与土壤MBC和pH值呈显着正相关关系,与土壤NH4+-N含量呈显着负相关关系。（3）在氮添加的背景下,生物炭添加显着增强了氮添加对土壤CO2排放的促进作用（11.2%-34.4%）,但是很大程度上抵消了氮添加对土壤N2O排放的促进作用（16.4%-35.9%）和对土壤CH4吸收的抑制作用（9.7%-23.5%）,导致GWP增加了9.2%-30.3%。而且,生物炭的这些作用随着生物炭添加量的增加而增强。与单独氮添加处理相比,氮和生物炭添加组合处理降低了土壤MBC、AN和NH4+-N含量,但增加了土壤pH值。土壤CO2通量与土壤MBC、AN和pH存在显着正相关关系。土壤N2O通量与土壤MBC、AN和NH4+-N含量呈显着正相关关系,与土壤pH值呈显着负相关关系。土壤CH4通量与土壤MBC和pH值呈显着正相关关系,与土壤AN和NH4+-N含量呈显着负相关关系。综上所述,本研究以亚热带毛竹林为研究对象,系统阐明长期氮和生物炭添加对土壤温室气体排放的影响及机制。按照GWP的计算方法,研究发现长期（>5年）氮和生物炭添加均增加了毛竹林土壤温室气体的排放,且在大气氮沉降增加的背景下,生物炭添加并不能有效减缓氮添加引起的毛竹林土壤温室气体排放,反而进一步增加了毛竹林土壤GWP。这有利于我们全面认识亚热带毛竹林土壤生态系统的碳汇/源特征对氮沉降和生物炭添加响应,也可为人工林经营管理中制定应对氮沉降等全球变化的适应性对策以及实现可持续经营提供重要科学依据。
何雪霞[8]（2021）在《滴灌施肥对半湿润区葡萄园温室气体排放的影响及模拟》文中指出农田土壤被认为是温室气体最主要的排放源之一,当前我国在经济作物如果树等生长管理中采取的不科学的灌溉施肥方式促进了温室气体的排放,研究滴灌水肥一体化下农田温室气体排放对减缓全球气候变暖、推动农业经济绿色可持续发展具有重要意义。本研究以关中地区典型葡萄园为研究对象,设置了滴灌水肥一体化条件下N0(0 kg?hm-2)、N155(155 kg?hm-2)和N232(232 kg?hm-2)处理,并以沟灌施肥方式下232 kg?hm-2处理（CG）作为对照,于2018年8月-2020年8月两年间运用静态箱-气相色谱仪法定点观测各施肥处理土壤N2O、CO2及CH4三种主要温室气体动态排放特征,比较了不同施氮量及施肥方式对土壤温室气体排放的影响,探索了葡萄园土壤温室气体减排关键时期以及满足最高综合效益的最优施氮量,分析了土壤温室气体排放与环境因子之间的关系,并利用田间观测数据对DNDC模型进行参数率定,探讨了该模型在半湿润区葡萄园的适应性,并模拟预测滴灌水肥一体化不同施氮量条件下葡萄园土壤温室气体排放。研究取得了如下主要结果:（1）葡萄园温室气体排放具有明显的季节性变化规律。N2O气体在葡萄生育期表现为高排放,休耕期排放量较低,不同生育期不施氮处理（N0）变化幅度较小,施氮处理N2O排放峰出现在施肥后2～7天,且各处理间排放峰值存在显着性差异（P<0.01）;两年试验间不同施氮处理CO2排放通量无显着性差异（P<0.05）,均表现为先下降后上升的排放趋势,其整体排放趋势与土壤温度的变化规律相近;土壤CH4气体春冬季变化幅度较小且整体上表现为吸收通量,夏秋季波动较大且较为频繁,多次出现排放特征。果实膨大期和着色成熟期是葡萄园温室气体减排关键时期。（2）滴灌水肥一体化方式下随着施氮量增大在葡萄主要生育时期能显着提高N2O气体累积排放量和降低CH4的累积吸收量,但对CO2气体累积排放影响程度较小。以2019年为例,N232处理N2O和CH4周年累积排放（吸收）量分别为6.83、-2.35 kg?hm-2,N0处理和N155处理N2O周年累积排放量比N232处理显着减少55.74%、23.78%（P<0.05）,CH4周年累积吸收量较N232处理分别显着增加41.70%、28.09%（P<0.05）,CO2累积排放量在27878.25～29703.01 kg?hm-2范围内,N155和N232处理与N0处理间均无显着性差异（P>0.05）。2020年N155处理较N232处理能够有效降低46.11%的增温效应,各处理温室气体排放强度（GHGI）的大小次序为N232>N155>N0,N155处理比N232处理CHGI减少了66.57%,综合考量环境效应和经济效益,N155处理为本研究中的最优施氮量。（3）滴灌水肥一体化方式较沟灌施肥方式能有效降低温室气体的排放,可作为一种适宜于葡萄园提质增产和土壤温室气体减排的灌溉施肥方式进行推广。CG处理在葡萄各生育时期的N2O和CO2累积排放量均高于N232处理,尤其是果实膨大期和着色成熟期,CG处理N2O累积排放量分别是N232处理的1.93倍和2.11倍,CO2累积排放量分别较N232处理增加71.01%、54.25%（p<0.05）;除果实膨大期外,各生育时期CG处理土壤CH4累积吸收（排放）量均显着高于N232处理（P<0.05）;对于温室气体排放强度（GHGI）,CG处理比N232处理高90.25%（p<0.05）,表明沟灌施肥方式下生产单位产量的葡萄对于气候的影响较滴灌施肥方式要大。（4）不施氮处理（N0）下葡萄园土壤N2O、CO2气体排放通量主要受到空气温度、0-20 cm土层地温的影响,其次为土壤孔隙度含水率（WFPS）;施氮处理下0-10cm及10-20 cm土层地温、土壤WFPS为影响N2O、CO2气体排放通量的最关键因子,其次为土壤3--,不同施氮处理下土壤WFPS为影响土壤CH4排放（吸收）通量的主控因子。（5）经过校正后的DNDC模型适用于模拟预测半湿润区葡萄园温室气体排放通量变化趋势,对土壤CO2排放通量的模拟效果最佳,且施氮后的N2O与CH4气体排放通量模拟效果优于不施氮处理。模型能较好地估算土壤CO2气体周年累积排放量,模拟值与观测值之间的偏差在-5.58%～-20.17%范围内;但在一定程度上低估了土壤N2O和CH4气体累积排放（吸收）量,N0、N155和N232处理N2O累积排放量模拟值分别较观测值降低了41.38%、38.04%和55.56%,CH4累积吸收量模拟值分别较观测值降低了52.64%、44.66%和42.09%。模型预测结果同样表明N155处理为减少温室气体排放的最优处理,在温室气体排放量较高的果实膨大期与着色成熟期,采用于晴天时少量多次施用氮肥的方式,将有利于降低温室气体的累积排放量,增加施肥次数与改变施肥时间后N0、N155与N232处理全球增温潜势分别降低了2.56%、9.71%与7.38%。
张婉颖[9]（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。
李帅[10]（2020）在《内蒙古农牧交错带退耕还草CH4通量研究》文中研究说明中国北方的半干旱温带草原面积约占全国草原的78%,由于长期的不合理利用,使得该区域面临严重的生态问题,为了改善和保护生态环境,我国在农牧交错带实行退耕还草工程,生态系统功能逐渐恢复,温室气体交换通量也随之发生变化。甲烷（CH4）是仅次于二氧化碳（CO2）的第二大温室气体,许多研究表明草地是大气CH4的汇,但是农田转变为草地后,这种汇如何变化尚不清楚。本研究从土壤-大气CH4交换通量角度出发,研究退耕还草的生态功能。以内蒙古农牧交错带退耕还草后的人工草地和常年耕作的农田为研究对象,采用静态暗箱-气相色谱法研究退耕还草对土壤-大气CH4交换通量的影响,为评价退耕还草政策提供更加科学全面的理论依据。人工草地包括连续放牧（Continuous Grazing,CG）、划区轮牧（Rotation Grazing,RG）和禁牧草地（Ungrazed Grassland,UG）三个处理,农田包括玉米地（Corn Field,CF）、土豆地（Potato Patch,PP）和撂荒地（Abandon Land,AL）三个处理。主要研究结果如下:（1）人工草地CH4年平均吸收通量显着小于农田（p<0.05）。人工草地年平均CH4吸收总量比农田低11.4%～45.3%,表明退耕还草会减少土壤对大气CH4的吸收。（2）人工草地和农田CH4的吸收量在作物生长期占全年最大比例,但是在作物非生长期CH4吸收量也占全年较高比例（18%～48%）,对全年CH4通量的估算具有重要意义。（3）土壤温度是影响CH4通量的重要环境因子,人工草地和农田各个处理全年土壤-大气CH4通量与土壤温度呈显着负相关关系（p<0.05）。土壤湿度也是影响CH4通量的重要环境因子,除了撂荒地AL,其他处理（CG、RG、UG、CF和PP）全年CH4通量与土壤湿度的相关关系均达到显着水平（p<0.05）。年平均土壤温度和年平均土壤湿度相结合可以解释CH4年累积量的47%。（4）土壤铵态氮也是人工草地和农田CH4通量的重要影响因子,在研究期内人工草地三个处理（CG、RG和UG）和农田两个处理（CF和PP）CH4通量与土壤铵态氮含量均达到显着性相关关系（p<0.05）。并且所有处理CH4通量年累积量与年平均土壤铵态氮含量达到极显着正相关关系（p<0.01）。在研究期内各处理土壤可溶解性有机碳和土壤硝态氮对人工草地和农田CH4通量影响不显着。但是在所有处理中,CH4通量的年累积量与年平均土壤可溶解性有机碳含量呈显着相关关系（p<0.05）,其与年平均土壤硝态氮含量之间呈显着负相关关系（p<0.05）。
二、大气甲烷的源和汇与土壤氧化 (吸收 )甲烷研究进展（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、大气甲烷的源和汇与土壤氧化 (吸收 )甲烷研究进展（论文提纲范文）
（1）太湖地区土地利用方式转变对土壤N2O和CH4排放的影响（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 土壤CH_-4 排放 |
| 1.2.2 土壤N_2O排放 |
| 1.2.3 土壤CH_4 和N_2O监测方法 |
| 1.2.4 土地利用方式转变对CH_4和N_2O排放的影响 |
| 1.3 研究目的和意义 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 试验设计 |
| 2.3 野外采样方法和室内分析 |
| 2.3.1 样品采集 |
| 2.3.2 测定方法 |
| 2.3.3 结果计算 |
| 2.3.4 数据分析 |
| 第三章 土地利用方式转变对CH_4排放的影响 |
| 3.1 不同土地利用方式下CH_4排放通量动态变化 |
| 3.1.1 自然湿地CH_4 排放通量 |
| 3.1.2 稻麦轮作地CH_4 排放通量 |
| 3.1.3 设施栽培蔬菜地CH_4排放通量 |
| 3.2 不同土地利用方式下CH_4的累积排放量 |
| 3.2.1 年际CH_4 累积排放量 |
| 3.2.2 不同时期自然湿地CH_4累积排放量 |
| 3.2.3 不同时期稻麦轮作地CH_4累积排放量 |
| 3.2.4 不同时期设施栽培蔬菜地CH_4累积排放量 |
| 3.3 讨论 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 土地利用方式转变对N_2O排放的影响 |
| 4.1 不同土地利用方式下N_2O排放通量动态变化 |
| 4.1.1 自然湿地N_2O排放通量 |
| 4.1.2 稻麦轮作地N2O排放通量 |
| 4.1.3 设施栽培蔬菜地N_2O排放通量 |
| 4.2 不同土地利用方式下N_2O的累积排放量比较 |
| 4.2.1 年际N_2O累积排放量 |
| 4.2.2 不同时期自然湿地N_2O累积排放量 |
| 4.2.3 不同时期稻麦轮作地N_2O累积排放量 |
| 4.2.4 不同时期设施栽培蔬菜地N_2O累积排放量 |
| 4.3 不同土地利用方式下温室气体综合温室效应 |
| 4.3.1 年际GWP |
| 4.3.2 CH_4和N_2O对综合温室效应的贡献率 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 温室气体排放与土壤理化性质的关系 |
| 5.1 土壤理化性质动态变化 |
| 5.2 自然湿地温室气体排放与土壤理化性质的关系 |
| 5.3 稻麦轮作地温室气体排放与土壤理化性质的关系 |
| 5.4 设施栽培蔬菜地温室气体排放与土壤理化性质的关系 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 土地利用方式转变对土壤理化性质的影响 |
| 5.5.2 CH_4和N_2O排放与土壤理化性质的关系 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 结论和展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 研究特色和创新点 |
| 6.3 不足和展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）乌梁素海湿地不同微生境下温室气体通量及其驱动因子研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 湿地微生物介导的温室气体排放机理 |
| 1.2.2 温室气体通量的影响因素研究进展 |
| 1.2.3 温室气体通量研究方法 |
| 1.3 研究目的、意义及技术路线 |
| 1.3.1 研究目的与意义 |
| 1.3.2 研究内容与技术路线 |
| 第二章 研究区概况和研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 样点设置及样品采集 |
| 2.2.1 样点设置 |
| 2.2.2 样品采集及预处理 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 土壤样品理化指标测定方法 |
| 2.3.2 温室气体通量测量及测定方法 |
| 2.3.3 土壤样品DNA提取和定量PCR分析 |
| 2.3.4 高通量测序 |
| 2.3.5 数据分析与处理 |
| 第三章 实验结果 |
| 3.1 乌梁素海湿地湖滨带不同微生境下温室气体的释放规律 |
| 3.2 乌梁素海湿地湖滨带不同微生境下土壤理化指标分析 |
| 3.3 温室气体通量与土壤理化指标的相关性分析 |
| 3.4 不同微生境下土壤温室气体释放相关微生物学分析 |
| 3.4.1 乌梁素海湿地湖滨带土壤微生物群落结构分析 |
| 3.4.2 乌梁素海湿地湖滨带不同微生境下土壤细菌的共现性网络分析 |
| 3.4.3 乌梁素海湿地湖滨带不同微生境下土壤细菌OTU之间的分布比较 |
| 3.4.4 微生物丰度分析 |
| 3.4.5 温室气体通量与微生物群落相对丰度的相关性分析 |
| 3.5 土壤特性和微生物丰度的交互影响 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 不同微生境下土壤基质温室气体通量排放特征 |
| 4.2 土壤理化指标对温室气体通量的影响 |
| 4.3 微生物群落结构和丰度对温室气体通量的影响 |
| 4.4 土壤理化指标和微生物丰度对温室气体通量的交互影响 |
| 第五章 结论 |
| 第六章 展望与不足 |
| 6.1 创新之处 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 硕士期间参与课题和论文发表情况 |
（3）锡林浩特典型草原区甲烷通量的研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题意义及背景 |
| 1.2 CH_4通量的研究进展 |
| 1.2.1 CH_4源 |
| 1.2.2 CH_4汇 |
| 1.2.3 CH_4通量的原位测定研究进展 |
| 1.2.4 CH_4通量的模型模拟研究进展 |
| 1.3 自然环境因子对土壤CH_4通量的影响 |
| 1.3.1 温度对CH_4通量的影响 |
| 1.3.2 降水对CH_4通量的影响 |
| 1.3.3 土壤因子对CH_4通量的影响 |
| 1.3.4 植物因子对CH_4通量的影响 |
| 1.3.5 降雨中氮含量对CH_4通量的影响 |
| 1.3.6 土地利用类型的CH_4通量的研究 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 研究区及数据获取与处理 |
| 2.1 研究区 |
| 2.2 数据的获取及处理 |
| 2.2.1 气体采集 |
| 2.2.2 气象数据 |
| 2.2.3 土壤数据 |
| 2.2.3.1 土壤温度 |
| 2.2.3.2 历史土壤理化性质 |
| 2.2.4 DNDC模型基础数据 |
| 2.3 数据的处理与方法 |
| 第三章 草原实测的CH_4通量 |
| 3.1 CH_4通量的原位测定 |
| 3.2 CH_4通量的日变化 |
| 3.3 CH_4通量的样地差异 |
| 3.3.1 草原类型的土壤CH_4通量 |
| 3.3.2 土地利用类型的土壤CH_4通量 |
| 3.4 CH_4通量与自然环境因子 |
| 3.4.1 CH_4通量与土壤因子的相关分析 |
| 3.4.1.1 CH_4通量与土壤理化属性 |
| 3.4.1.2 CH_4通量与土壤温度 |
| 3.4.2 CH_4通量与植物因子 |
| 3.4.2.1 CH_4吸收通量与植物生物量 |
| 3.4.2.2 CH_4吸收通量与植物生物量比例 |
| 3.4.2.3 CH_4吸收通量与植物碳氮比 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 基于DNDC模型的CH_4通量 |
| 4.1 DNDC模型的原理 |
| 4.2 模型的参数获取 |
| 4.2.1 地理位置 |
| 4.2.2 气象数据 |
| 4.2.3 土壤数据 |
| 4.2.4 植被数据 |
| 4.2.5 放牧数据 |
| 4.3 模型的敏感性分析 |
| 4.3.1 模型敏感性的参数设置 |
| 4.3.2 敏感性分析方法 |
| 4.3.3 敏感性结果分析 |
| 4.4 模型的精度验证 |
| 4.5 CH_4通量的时间变化 |
| 4.5.1 CH_4通量的月变化 |
| 4.5.2 CH_4通量的季节变化 |
| 4.5.3 CH_4通量的年变化 |
| 4.6 CH_4通量的空间分布 |
| 4.6.1 CH_4月均通量的空间分布 |
| 4.6.2 CH_4季均通量的空间分布 |
| 4.6.3 CH_4年累积通量的空间分布 |
| 4.7 本章小结 |
| 第五章 草原CH_4通量的情景分析和增温潜势 |
| 5.1 CH_4通量的情景分析 |
| 5.1.1 情景方案设置 |
| 5.1.1.1 气温情景 |
| 5.1.1.2 降水情景 |
| 5.1.1.3 土壤因子情景 |
| 5.1.1.4 预测方案 |
| 5.1.2 情景结果分析 |
| 5.1.2.1 情景预测的年际间CH_4通量 |
| 5.1.2.2 情景预测的CH_4累积通量 |
| 5.1.3 最佳预测的CH_4年通量 |
| 5.2 草原CH_4通量的增温潜势 |
| 5.2.1 增温潜势GWP |
| 5.2.2 CH_4通量的增温潜势 |
| 5.3 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文及研究成果 |
（4）大兴安岭森林沼泽湿地CH4浓度变化特征及其与水汽浓度关系研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 甲烷源汇相关研究进展 |
| 1.2.1.1 甲烷产生、氧化与排放过程研究进展 |
| 1.2.1.2 湿地甲烷排放研究进展 |
| 1.2.1.3 森林甲烷研究进展 |
| 1.2.1.4 非生长季湿地土壤甲烷排放研究进展 |
| 1.2.2 甲烷排放影响因素相关研究进展 |
| 2 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 气候条件 |
| 2.3 地貌及土壤条件 |
| 2.4 植被状况 |
| 3 研究内容与方法 |
| 3.1 研究内容 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 数据采集 |
| 3.2.2 数据质量控制与处理 |
| 3.2.2.1 数据质量控制 |
| 3.2.2.2 数据处理 |
| 3.3 技术路线 |
| 4 结果与分析 |
| 4.1 沼泽湿地CH_4浓度变化规律 |
| 4.1.1 沼泽湿地CH_4浓度日变化特征 |
| 4.1.2 沼泽湿地CH_4浓度月变化特征 |
| 4.1.3 沼泽湿地CH_4浓度季节变化特征 |
| 4.2 沼泽湿地水汽浓度变化规律 |
| 4.2.1 沼泽湿地水汽浓度日变化特征 |
| 4.2.2 沼泽湿地水汽浓度月变化特征 |
| 4.2.3 沼泽湿地水汽浓度季节变化特征 |
| 4.3 生长季沼泽湿地CH_4浓度与水汽浓度的相关性关系分析 |
| 4.3.1 CH_4浓度与水汽浓度模型拟合检验 |
| 4.3.2 CH_4浓度月变化与水汽浓度的关系研究 |
| 4.4 非生长季沼泽湿地CH_4浓度与水汽浓度的相关性关系分析 |
| 4.4.1 CH_4浓度与水汽浓度模型拟合检验 |
| 4.4.2 CH_4浓度月变化与水汽浓度的关系研究 |
| 5 结论与讨论 |
| 5.1 讨论 |
| 5.2 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（5）大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景与研究意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 多年冻土研究概况 |
| 1.2.2 土壤CO_2通量 |
| 1.2.3 土壤CH_4通量 |
| 1.2.4 土壤N_2O通量 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容与方法 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 拟解决的科学问题和创新点 |
| 1.4.1 拟解决的科学问题 |
| 1.4.2 本文的特色与创新之处 |
| 第2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 地形与水文 |
| 2.1.3 气候特征 |
| 2.1.4 土壤状况 |
| 2.1.5 植被类型 |
| 2.2 样地选取与设置 |
| 2.2.1 样地选取 |
| 2.2.2 样地设置 |
| 2.3 气体样品观测 |
| 2.3.1 静态箱的设置 |
| 2.3.2 气体样品的采集与分析 |
| 2.3.3 计算方法 |
| 2.4 土壤样品的采集与测试 |
| 2.4.1 土壤样品采集 |
| 2.4.2 土壤样品测定 |
| 2.5 数据处理与分析 |
| 第3章 多年冻土典型森林土壤温室气体通量动态特征 |
| 3.1 材料与方法 |
| 3.2 观测期环境要素动态 |
| 3.2.1 气象要素动态变化 |
| 3.2.2 多年冻土土壤温度动态 |
| 3.3 多年冻土不同林型土壤温室气体通量 |
| 3.3.1 多年冻土土壤CO_2通量变化规律 |
| 3.3.2 多年冻土土壤CH_4通量变化规律 |
| 3.3.3 多年冻土土壤N_2O通量变化规律 |
| 3.4 多年冻土不同林型土壤温室气体与水热因子的关系 |
| 3.4.1 多年冻土土壤CO_2通量与水热因子的关系 |
| 3.4.2 多年冻土土壤CH_4通量与水热因子的关系 |
| 3.4.3 多年冻土土壤N_2O通量与水热因子的关系 |
| 3.5 讨论 |
| 3.5.1 多年冻土不同林型土壤CO_2通量特征及影响因素 |
| 3.5.2 多年冻土不同林型土壤CH_4通量特征及影响因素 |
| 3.5.3 多年冻土不同林型土壤N_2O通量特征及影响因素 |
| 3.5.4 研究区多年冻土森林生态系统碳源/汇 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 林下地被物和积雪对多年冻土土壤温室气体通量影响 |
| 4.1 材料与方法 |
| 4.1.1 样地选取与设置 |
| 4.1.2 样品的采集与处理 |
| 4.2 环境要素动态 |
| 4.2.1 多年冻土土壤温度动态变化 |
| 4.2.2 多年冻土土壤含水量动态变化 |
| 4.2.3 多年冻土土壤理化指标动态 |
| 4.3 不同处理下多年冻土土壤温室气体通量 |
| 4.3.1 多年冻土土壤CO_2通量变化规律 |
| 4.3.2 多年冻土土壤CH_4通量变化规律 |
| 4.3.3 多年冻土土壤N_2O通量变化规律 |
| 4.4 不同处理下多年冻土土壤温室气体通量与环境因子的关系 |
| 4.4.1 多年冻土土壤CO_2通量与环境因子的关系 |
| 4.4.2 多年冻土土壤CH_4通量与环境因子的关系 |
| 4.4.3 多年冻土土壤N_2O通量与环境因子的关系 |
| 4.5 讨论 |
| 4.5.1 林下地被物和积雪对多年冻土土壤CO_2通量的影响 |
| 4.5.2 林下地被物和积雪对多年冻土土壤CH_4通量的影响 |
| 4.5.3 林下地被物和积雪对多年冻土土壤N_2O通量的影响 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 多年冻土土壤温室气体通量及微生物机制研究 |
| 5.1 材料与方法 |
| 5.1.1 样品采集与处理 |
| 5.1.2 样品培养与测试 |
| 5.1.3 气体通量计算 |
| 5.1.4 土壤微生物测定分析 |
| 5.2 多年冻土土壤温室气体通量对水热变化的响应 |
| 5.2.1 多年冻土土壤CO_2通量特征 |
| 5.2.2 多年冻土土壤CH_4通量特征 |
| 5.2.3 多年冻土土壤N_2O通量特征 |
| 5.3 多年冻土土壤微生物对水热变化的响应 |
| 5.3.1 多年冻土土壤微生物群落结构 |
| 5.3.2 多年冻土土壤微生物群落多样性 |
| 5.3.3 土壤环境因子对微生物群落的影响 |
| 5.4 多年冻土土壤微生物与土壤温室气体通量的关系 |
| 5.5 讨论 |
| 5.5.1 水热因子对多年冻土土壤温室气体通量的影响 |
| 5.5.2 水热因子对土壤微生物群落的影响 |
| 5.5.3 多年冻土土壤微生物对土壤温室气体通量的影响 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 多年冻土土壤温室气体累计通量及全球增温潜势 |
| 6.1 材料与方法 |
| 6.2 多年冻土土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.1 多年冻土不同森林类型土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.2 地被物和积雪处理下多年冻土土壤温室气体累计通量 |
| 6.2.3 多年冻土不同土层土壤温室气体累计通量 |
| 6.3 多年冻土土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.1 多年冻土不同森林类型土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.2 地被物和积雪处理下多年冻土土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.3.3 多年冻土不同土层土壤温室气体全球增温潜势 |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 多年冻土土壤温室气体源/汇分析 |
| 6.4.2 多年冻土土壤温室气体对气候变化的影响 |
| 6.5 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间所发表的学术论文 |
| 致谢 |
（6）亚热带亚高山泥炭地甲烷循环过程及其驱动机制 ——以神农架大九湖泥炭湿地为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 泥炭地储碳与碳循环 |
| 1.1.1 泥炭地的形成与储碳 |
| 1.1.2 泥炭地分类与分布 |
| 1.1.3 泥炭地碳循环及其基本特征 |
| 1.2 泥炭甲烷循环及其全球气候意义 |
| 1.2.1 温室气体甲烷及其对全球气候的影响 |
| 1.2.2 泥炭地甲烷循环模式及其驱动机制 |
| 1.3 亚热带亚高山大九湖泥炭湿地研究进展 |
| 1.3.1 神农架大九湖泥炭地形成与演化 |
| 1.3.2 大九湖泥炭地碳循环研究进展 |
| 1.4 研究目标与研究内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 课题创新与研究意义 |
| 1.5.1 拟解决的关键问题 |
| 1.5.2 研究创新点与特色 |
| 1.5.3 课题研究意义 |
| 第二章 研究区简介以及材料方法 |
| 2.1 研究区简介 |
| 2.1.1 神农架大九湖泥炭地环境地貌与气候条件 |
| 2.1.2 林区泥炭沼泽地植被特征 |
| 2.2 环境监测与实验设计 |
| 2.2.1 现代过程泥炭地微生物介导甲烷循环 |
| 2.2.2 产藿类微生物功能群生态分布及其环境响应 |
| 2.2.3 全新世以来亚热带亚高山大九湖泥炭地甲烷代谢过程 |
| 2.2.4 晚更新世以来中纬度神农架大九湖产甲烷代谢过程 |
| 第三章 现代过程亚热带亚高山大九湖泥炭地甲烷循环 |
| 3.1 序言 |
| 3.2 大九湖泥炭地甲烷微生物功能群丰度及分布特征 |
| 3.2.1 大九湖泥炭地环境参数特征 |
| 3.2.2 大九湖泥炭地原核微生物群落特征 |
| 3.2.3 大九湖泥炭地甲烷循环微生物功能群群落特征 |
| 3.3 大九湖泥炭地微生物功能群对环境的响应 |
| 3.3.1 大九湖原核微生物群落与环境因子的关系 |
| 3.3.2 大九湖泥炭地甲烷循环功能群的群落演变及其代谢机制 |
| 3.3.3 大九湖微生物群与环境的互作对甲烷循环地质过程重建的启示 |
| 3.4 章节小结 |
| 第四章 现代过程大九湖泥炭地藿类水文指标研究 |
| 4.1 序言 |
| 4.2 产藿类微生物群在不同生态系统中群落分布以及多样性 |
| 4.2.1 现代过程大九湖泥炭产藿类微生物群落多样性以及结构组成 |
| 4.2.2 不同生态系统中产藿类微生物群落组成结构与生态分布 |
| 4.2.3 产藿类微生物的物种分布规律及生境偏好性 |
| 4.2.4 现代过程不同生态系统下产藿类微生物与环境因子的相关性 |
| 4.2.5 现代过程大九湖泥炭藿类含量与环境因子的关系 |
| 4.3 现代过程产藿类微生物功能群的生态差异与环境响应 |
| 4.3.1 泥炭地与其他生态系统中产藿类微生物群落差异分布 |
| 4.3.2 不同生态系统产藿类微生物群对环境条件的适应和响应 |
| 4.4 章节小结 |
| 第五章 全新世以来大九湖泥炭地甲烷循环过程及其驱动机制 |
| 5.1 序言 |
| 5.2 全新世以来亚热带大九湖泥炭地甲烷循环及其驱动条件 |
| 5.2.1 大九湖泥炭地产甲烷事件变化以及驱动因素 |
| 5.2.2 大九湖甲烷氧化代谢变化以及与环境条件的关系 |
| 5.2.3 大九湖泥炭地泥炭沉积速率及其环境相关性 |
| 5.3 环境气候驱动全新世以来亚热带大九湖泥炭地甲烷循环 |
| 5.3.1 泥炭沉积速率驱动亚热带大九湖泥炭地产甲烷代谢 |
| 5.3.2 水位波动控制亚热带大九湖泥炭地甲烷氧化代谢过程 |
| 5.4 章节小结 |
| 第六章 晚更新世以来大九湖产甲烷代谢过程及其驱动因素 |
| 6.1 序言 |
| 6.2 晚更新世以来亚热带大九湖产甲烷过程 |
| 6.2.1 大九湖产甲烷代谢过程变化特征 |
| 6.2.2 晚更新世以来大九湖环境条件变化特征 |
| 6.3 晚更新世以来气候环境条件对大九湖产甲烷代谢的影响 |
| 6.3.1 沉积有机碳对晚更新世以来大九湖产甲烷过程的影响 |
| 6.3.2 大九湖水文和温度变化对产甲烷过程的影响 |
| 6.4 章节小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 课题的不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）长期氮和生物炭添加对毛竹林土壤温室气体通量的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景和目的意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 氮沉降对森林土壤温室气体的影响 |
| 1.2.2 生物炭添加对森林土壤温室气体的影响 |
| 1.2.3 毛竹林固碳功能研究进展 |
| 1.2.4 研究不足 |
| 1.3 研究目的、内容和技术路线 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究目的 |
| 1.3.4 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 样地布设与试验设计 |
| 2.3 土壤温室气体通量测定方法 |
| 2.4 土壤采样和理化性质的测定 |
| 2.5 统计和数据分析 |
| 第三章 氮添加对毛竹林土壤温室气体的影响 |
| 3.1 氮添加对毛竹林土壤理化性质和微生物量的影响 |
| 3.1.1 氮添加对土壤有机碳和pH的影响 |
| 3.1.2 氮添加对土壤氮库的影响 |
| 3.1.3 氮添加对土壤微生物量碳的影响 |
| 3.2 氮添加对毛竹林土壤温室气体的影响 |
| 3.2.1 氮添加对毛竹林土壤CO_2通量的影响 |
| 3.2.2 氮添加对毛竹林土壤CH_4通量的影响 |
| 3.2.3 氮添加对毛竹林土壤N_2O通量的影响 |
| 3.2.4 氮添加对毛竹林土壤GWP的影响 |
| 3.2.5 土壤理化性质和微生物量碳与土壤温室气体通量的关系 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 氮添加对毛竹林土壤CO_2排放的影响 |
| 3.3.2 氮添加对毛竹林土壤CH_4吸收的影响 |
| 3.3.3 氮添加对毛竹林土壤N_2O排放的影响 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 生物炭添加对毛竹林土壤温室气体的影响 |
| 4.1 生物炭添加对毛竹林土壤理化性质和微生物量的影响 |
| 4.1.1 生物炭添加对土壤有机碳和pH的影响 |
| 4.1.2 生物炭添加对土壤氮库的影响 |
| 4.1.3 生物炭添加对土壤微生物量碳的影响 |
| 4.2 生物炭添加对毛竹林土壤温室气体的影响 |
| 4.2.1 生物炭添加对毛竹林土壤CO_2通量的影响 |
| 4.2.2 生物炭添加对毛竹林土壤CH_4通量的影响 |
| 4.2.3 生物炭添加对毛竹林土壤N_2O通量的影响 |
| 4.2.4 生物炭添加对毛竹林土壤GWP的影响 |
| 4.2.5 土壤理化性质和微生物量碳与土壤温室气体通量的关系 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 生物炭添加对毛竹林土壤CO_2排放的影响 |
| 4.3.2 生物炭添加对毛竹林土壤CH_4吸收的影响 |
| 4.3.3 生物炭添加对毛竹林土壤N_2O排放的影响 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 氮和生物炭添加对毛竹林土壤温室气体的联合影响 |
| 5.1 氮和生物炭添加对毛竹林土壤理化性质和微生物量的联合影响 |
| 5.1.1 氮和生物炭添加对土壤有机碳和pH的联合影响 |
| 5.1.2 氮和生物炭添加对土壤氮库的联合影响 |
| 5.1.3 氮和生物炭添加对土壤微生物量碳的联合影响 |
| 5.2 氮和生物炭添加对毛竹林土壤温室气体的联合影响 |
| 5.2.1 氮和生物炭添加对毛竹林土壤CO_2通量的联合影响 |
| 5.2.2 氮和生物炭添加对毛竹林土壤CH_4通量的联合影响 |
| 5.2.3 氮和生物炭添加对毛竹林土壤N_2O通量的联合影响 |
| 5.2.4 氮和生物炭添加对毛竹林土壤GWP的联合影响 |
| 5.2.5 土壤理化性质和微生物量碳与土壤温室气体通量的关系 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 氮和生物炭添加对毛竹林土壤CO_2排放的联合影响 |
| 5.3.2 氮和生物炭添加对毛竹林土壤CH_4吸收的联合影响 |
| 5.3.3 氮和生物炭添加对毛竹林土壤N_2O排放的联合影响 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 研究创新性 |
| 6.3 研究展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（8）滴灌施肥对半湿润区葡萄园温室气体排放的影响及模拟（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 国内外研究现状 |
| 1.2.1 滴灌水肥一体化对农田土壤温室气体排放的影响 |
| 1.2.2 土壤环境因素对农田温室气体排放的影响 |
| 1.2.3 DNDC模型研究进展 |
| 1.3 存在问题 |
| 1.4 研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 试验地概况 |
| 2.2 试验材料与设计 |
| 2.2.2 试验材料 |
| 2.2.3 试验设计 |
| 2.3 测定指标及方法 |
| 2.3.1 葡萄产量测定 |
| 2.3.2 温室气体采集 |
| 2.3.3 土壤水分、温度、速效氮与土壤理化性质测定 |
| 2.3.4 综合增温潜势(GWP)和温室气体排放强度(GHGI) |
| 2.3.5 DNDC模型模拟的评价方法 |
| 2.4 数据统计与分析 |
| 第三章 滴灌水肥一体化下葡萄园土壤温室气体排放特征及综合评价 |
| 3.1 滴灌水肥一体化下葡萄园土壤温室气体季节排放规律 |
| 3.1.1 葡萄园土壤N_2O排放通量季节排放规律 |
| 3.1.2 葡萄园农田土壤CO_2排放通量季节排放规律 |
| 3.1.3 葡萄园农田土壤CH_4排放通量季节排放规律 |
| 3.2 滴灌水肥一体化对葡萄园农田生态系统影响的综合评价 |
| 3.2.1 葡萄园农田土壤温室气体累积排放量 |
| 3.2.2 葡萄园农田净增温潜势及温室气体排放强度 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 环境因子对葡萄园土壤温室气体排放的影响 |
| 4.1 葡萄农田环境因子动态变化特征 |
| 4.1.1 大气温度变化特征及降雨量 |
| 4.1.2 土壤温度变化特征 |
| 4.1.3 土壤孔隙度含水率(WFPS)变化特征 |
| 4.1.4 土壤无机氮及土壤有机质、pH变化特征 |
| 4.2 环境因子对葡萄园土壤温室气体排放的影响 |
| 4.2.1 环境因子对土壤N_2O排放通量的影响 |
| 4.2.2 环境因子对土壤CO_2排放通量的影响 |
| 4.2.3 环境因子对土壤CH_4排放通量的影响 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 基于DNDC模型的葡萄园土壤温室气体排放模拟研究 |
| 5.1 DNDC模型的参数率定 |
| 5.2 DNDC模型的适用性验证 |
| 5.2.1 土壤温度与土壤WFPS |
| 5.2.2 土壤温室气体排放通量 |
| 5.2.3 土壤温室气体累积排放量 |
| 5.3 DNDC模型对葡萄园土壤温室气体的模拟预测 |
| 5.3.1 试验情景设计 |
| 5.3.2 温室气体累积排放量模拟预测结果 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 主要结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 本研究创新点 |
| 6.3 不足之处与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简历 |
（9）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 |
（10）内蒙古农牧交错带退耕还草CH4通量研究（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 国内外研究进展 |
| 1.2.1 CH_4在大气环境中的浓度变化及源汇研究 |
| 1.2.2 农田和草地土壤-大气CH_4交换通量的研究现状 |
| 1.2.3 影响土壤-大气CH_4交换通量的主要因素 |
| 1.2.3.1 土壤理化性质 |
| 1.2.3.2 农业管理措施 |
| 1.3 研究目标和研究内容 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 实验设计 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 CH_4通量的测定 |
| 2.3.2 环境因子测定方法 |
| 2.3.2.1 土壤温度的测定 |
| 2.3.2.2 土壤湿度的测定 |
| 2.3.2.3 土壤样品采集及土壤溶解性有机碳、铵态氮和硝态氮测定 |
| 2.4 技术路线 |
| 2.5 数据处理 |
| 第三章 退耕还草土壤-大气CH_4交换通量 |
| 3.1 农田和草地环境要素 |
| 3.1.1 研究期气温和降水 |
| 3.1.2 研究期土壤温度和湿度 |
| 3.1.3 研究期土壤可溶性有机碳、铵态氮和硝态氮 |
| 3.2 农田和草地土壤-大气CH_4交换通量季节动态 |
| 3.3 农田和草地土壤-大气CH_4年累积交换量及各季累积交换量 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 退耕还草对土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 3.4.2 非生长期农田和草地土壤-大气CH_4交换通量累积量对全年总量的重要贡献 |
| 3.4.3 土壤冻融期农田和草地土壤-大气CH_4交换通量累积量对全年总量的重要贡献 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 土壤温度和湿度对草地和农田土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 4.1 土壤温度对草地和农田土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 4.2 土壤湿度对草地和农田土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 4.3 所有处理CH_4年累积量与土壤温度和土壤湿度的关系 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 土壤铵态氮、硝态氮和可溶解性有机碳对人工草地和农田土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 5.1 土壤溶解性有机碳、铵态氮和硝态氮对草地土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 5.2 土壤溶解性有机碳、铵态氮和硝态氮对农田土壤-大气CH_4交换通量的影响 |
| 5.3 所有处理CH_4年累积吸收量与年平均土壤可溶解性有机碳、铵态氮和硝态氮含量的关系 |
| 5.4 讨论 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
四、大气甲烷的源和汇与土壤氧化 (吸收 )甲烷研究进展（论文参考文献）
- [1]太湖地区土地利用方式转变对土壤N2O和CH4排放的影响[D]. 钱栋. 南京信息工程大学, 2021(01)
- [2]乌梁素海湿地不同微生境下温室气体通量及其驱动因子研究[D]. 李佳. 内蒙古大学, 2021(12)
- [3]锡林浩特典型草原区甲烷通量的研究[D]. 杨秀影. 内蒙古工业大学, 2021(01)
- [4]大兴安岭森林沼泽湿地CH4浓度变化特征及其与水汽浓度关系研究[D]. 乌日古木拉. 内蒙古农业大学, 2021(02)
- [5]大兴安岭多年冻土区不同林型土壤主要温室气体通量特征及气候变化的响应[D]. 吴祥文. 哈尔滨师范大学, 2021(09)
- [6]亚热带亚高山泥炭地甲烷循环过程及其驱动机制 ——以神农架大九湖泥炭湿地为例[D]. 王锐诚. 中国地质大学, 2021(02)
- [7]长期氮和生物炭添加对毛竹林土壤温室气体通量的影响[D]. 李全. 西北农林科技大学, 2021(01)
- [8]滴灌施肥对半湿润区葡萄园温室气体排放的影响及模拟[D]. 何雪霞. 西北农林科技大学, 2021(01)
- [9]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)
- [10]内蒙古农牧交错带退耕还草CH4通量研究[D]. 李帅. 内蒙古大学, 2020(05)