一、大气中CO_2含量增多与环境问题的探讨（论文文献综述）
王圆媛[1]（2021）在《不同CO2浓度升高水平对稻田CH4排放的影响及机理研究》文中研究说明受人类活动干扰,大气中二氧化碳（CO2）浓度持续上升,由西方工业革命前的280ppm增加到2019年的410.5 ppm。最近10年,大气CO2浓度增速加快,年均增速达2.37ppm。在温室气体（GHGs）排放中等稳定化情景下,2100年大气CO2浓度预计达到538–670 ppm。甲烷（CH4）对全球变暖的贡献仅次于CO2,其在百年尺度上的全球增温潜势（GWP）是CO2的28–34倍。稻田是大气CH4的重要排放源之一,其排放量约为31–112 Tg yr–1,占全球CH4总排放量的5–19%。稻田CH4产生是在严格厌氧条件下,产甲烷菌作用于产甲烷底物的结果。目前,大部分研究者认为,CO2浓度升高（多在升高200ppm）促进了稻田CH4排放。但在未来不同碳排放情景下,大气CO2浓度差异很大,且大气CO2浓度升高是渐增的过程,而不是瞬间增至并保持高浓度常值。因此,CO2浓度渐增和骤增对稻田CH4排放的影响可能存在差异。此外,一般认为CO2浓度升高难以直接改变土壤产甲烷菌群落,但可以通过影响植物生长、土壤理化性质和土壤酶活性而间接影响土壤产甲烷菌,从而影响稻田CH4排放。然而由于根际过程的复杂性,很难简单解释CO2浓度升高是如何影响稻田CH4排放。在气候变化情景下,明确稻田CH4通量的时空变化规律,准确估算单位水稻产量CH4排放量,探讨影响稻田CH4排放的机理,对农业适应气候变化和碳中和具有重要意义。本研究依托2016年建成的基于开顶式气室（OTCs）的CO2浓度自动调控平台,于2018–2020年水稻（Oryza sativa L.）生长季进行了田间试验,以研究不同CO2浓度升高水平对稻田CH4排放的影响及机理。实验包括3个CO2浓度处理,分别为对照（CK）:背景大气CO2浓度;CO2浓度渐增（C1）:在背景大气CO2浓度基础上,2018年水稻季+120 ppm、2019年水稻季+160 ppm、2020年水稻季+200 ppm;CO2浓度骤增（C2）:背景大气CO2浓度+200 ppm。供试水稻品种为南粳9108。2018年的水分管理方式为实行持续淹水（CF）,而2019年和2020年实行前期淹水–中期烤田–后期干湿灌溉（FDFM）的水分管理方式。在各处理水稻关键生育期,使用透明静态箱–激光温室气体分析仪技术测定了CH4通量;借助微宇宙室内培养试验分析了水稻根际土壤（5–10 cm）产甲烷潜势（MPP）;运用实时荧光定量PCR技术（q PCR）检测了根际土壤的产甲烷菌丰度;采用Illumina Mi Seq测序技术比较了产甲烷菌的群落结构。主要研究结果如下:（1）CO2浓度升高对稻田CH4排放的影响可能体现为长期效应,CO2浓度持续升高5年才能显着增加稻田CH4排放。在2018和2019年水稻生长季,与CK相比,C1和C2处理对稻田CH4累积排放量（CAC）的增加效应并不显着。而在2020年水稻生长季,与CK相比,C1和C2处理显着增加了稻田CAC。有趣的是,CO2浓度升高显着提高了3个水稻生长季单位水稻产量CH4排放量。此外,在2018和2019年水稻生长季,单位水稻产量CH4排放量与不同CO2浓度水平之间存在显着的比例关系;在2020年水稻季,C2处理的单位水稻产量CH4排放量较C1处理显着提高了12.6%。（2）水稻植株对短期（小于4年）的CO2浓度升高存在一定的缓冲能力,CO2浓度升高（+200 ppm）持续5年才能显着增加水稻地上生物量,从而提高土壤DOC浓度。在2018和2019年水稻季,C1和C2处理对水稻地上生物量无显着影响。在2020年水稻季,C2处理的地上生物量较CK处理显着提高了25.3%;同时,C2处理的地上生物量较C1处理显着提高了12.2%。类似的,CO2浓度升高对2018和2019年水稻季的土壤可溶性有机碳（DOC）浓度影响并不显着,但显着增加了2020年水稻季的季节平均土壤DOC浓度。回归分析进一步表明,土壤DOC浓度与水稻地上生物量之间呈显着线性正相关。此外,在3个水稻季,CO2浓度升高使季节平均土壤转化酶活性显着增强,但对水稻产量、土壤铵态氮（NH4+–N）和硝态氮（NO3––N）浓度及土壤酸碱度（p H）均没有显着影响。值得注意的是,CO2浓度升高120 ppm和升高160 ppm没有显着影响脲酶和过氧化氢酶活性,但CO2浓度升高200 ppm使2018和2020年季节平均土壤脲酶及过氧化氢酶活性显着增强。同时,在2020年水稻季,C2处理的季节平均土壤脲酶活性较C1处理显着增强了3.0%。（3）短期（小于4年）CO2浓度升高引起的有机质输入和环境因素的变化可能不足以引起产甲烷菌群落结构和多样性的显着改变。总体而言,CO2浓度升高对2018和2019年水稻生长季的土壤产甲烷菌丰度影响并不显着。而在2020年水稻季,与CK相比,C1处理显着增加了分蘖期和乳熟期的土壤产甲烷菌丰度,C2处理显着增加了各个生育期的土壤产甲烷菌丰度。类似的,在2018和2019年水稻季,从分蘖期到乳熟期,与CK处理相比,C1和C2处理对土壤MPP都有一定的正效应,但这些正效应并不都显着。而在2020年水稻季,与CK处理相比,C1和C2处理使各生育期土壤MPP均显着提高。值得注意的是,在2020年水稻季,与C1处理相比,分蘖期C2处理的产甲烷菌丰度和MPP分别显着提高了59.3%和24.1%;拔节期C2处理的产甲烷菌丰度显着提高了72.2%;灌浆期C2处理的MPP显着提高了24.4%。此外,在2018年水稻季,与CK处理相比,C2处理显着提高了甲酸甲烷规则菌（Methanoregula）的相对丰度。在2020年水稻季,与CK处理相比,C1和C2处理显着提高了亨氏甲烷螺菌（Methanospirillum）的相对丰度。然而,尽管在2018年水稻季,CO2浓度显着改变了拔节期的土壤产甲烷菌群落结构,但总体而言,在3个水稻季,不同CO2浓度处理下的产甲烷菌群落结构及多样性并没有显着差异。（4）CO2浓度升高通过影响水稻地上生物量而影响土壤理化性质及酶活性,从而间接改变产甲烷菌群落的生长环境,进而影响稻田CH4排放。在2018–2020年水稻季,稻田CH4排放量与水稻地上生物量及产量之间存在显着的线性关系,同时,基于土壤产甲烷潜势、mcr A基因丰度和DOC浓度的线性模型可以解释稻田CH4通量67.5%–81.6%的变异。此外,基于土壤转化酶、DOC和NH4+–N的线性模型可以分别解释2018和2019年水稻季土壤产甲烷潜势51.0%和59.3%的变异,而基于土壤DOC、NO3––N和p H的线性模型可以解释2020年水稻季土壤产甲烷潜势72.2%的变异。同时,在3个水稻生长季,稻田产甲烷菌丰度与土壤DOC浓度均呈显着正相关。综上,虽然CO2浓度升高显着改变了个别产甲烷菌的相对丰度,但总体而言,CO2浓度升高没有显着改变产甲烷菌群落结构和多样性。CO2浓度升高对稻田生态系统的影响体现为长期效应,CO2浓度持续升高5年,才能增加水稻地上生物量,提高根际土壤DOC浓度,从而提高产甲烷菌的活性和丰度,最终增加稻田CH4排放。值得注意的是,CO2浓度升高导致3个水稻季的单位水稻产量土壤CH4排放量均显着增加。此外,在2020年水稻季,与CO2浓度渐增处理相比,CO2浓度骤增处理的单位水稻产量土壤CH4排放量、地上生物量、脲酶活性分别显着提高了12.6%、12.2%和3.0%;同时,分蘖期CO2浓度骤增处理的产甲烷菌活性和丰度分别显着提高了24.1%和59.3%。因此,不应忽视CO2浓度逐渐升高的事实,只研究固定的高CO2浓度升高对农田生态系统的影响。
宋琳[2]（2021）在《中学生“氧循环”跨学科理解的测查研究》文中研究说明21世纪以来,人类由工业时代迈入信息时代,新时代带来了新特点,同时,对公民也提出新的要求。在此背景下,国内外纷纷提出人才培养的新目标,经济合作与发展组织（OECD）倡导培养学生的“核心素养”或“关键能力”（Key Competency）,强调沟通、人际关系和自主行动能力。美国教育界则提出“21世纪型能力”（21st Century Skills）,包含批判性思维、沟通能力、协同和创新性4种社会生存必需的能力。与此同时,我国提出要培养学生的“核心素养”,强调学生在面对真实情境或问题解决时,展现出来的必备品格和关键能力。尽管世界各国在概念表述上不一致,但其都关注学生自主运用知识,讨论真实现象和解决社会问题的能力。核心素养在问题解决过程中实现培育,因此需要学生解决日益复杂的社会问题。随着知识数量的急剧增长,这些知识不再受学科界限的限制,使得社会各领域关键性问题的解决,往往单一的学科知识不能胜任,需要学生整合不同学科的知识进行跨学科理解。跨学科理念在国际上越来越受到重视,美国的《K-12科学教育的框架:实践、交叉概念以及核心观念》中明确提出“交叉概念或跨学科概念”,其他国家也制定了相应的课程标准或进行跨学科教学实践,由此可见,培养学生的跨学科理解至关重要。评估能够为跨学科理解的现状提供实证数据,为课程和教学提供强大的推动力。但是,跨学科评估被称为跨学科教育的“黑洞”,国内对跨学科测评是比较匮乏的。因此,本研究旨在开发和实施一项评估,以测查学生对“氧循环”主题的跨学科理解。氧循环是自然界中的重要循环,描述了各种形式的氧在大气圈、水圈、生物圈和岩石圈的运动,是一个复杂的过程,相关内容涉及物理、化学、生物和地理四个学科。本研究通过对不同学科课程标准、教材的梳理以及对国内外氧循环已有研究的分析,构建了“氧循环”内容框架,包括氧气、二氧化碳、氧化反应、燃烧、气体溶解度、光合作用、呼吸作用、食物链和食物网、微生物的分解作用、能量守恒定律、地球的外部圈层等学科具体知识,并通过氧循环过程中可能出现的6个社会科学问题——化石燃烧、水体保护、海洋酸化、全球变暖、能量流动——展现氧循环的主要概念,旨在学生解决真实情境的问题中,测查学生的跨学科理解。通过对跨学科测评相关文献的综述,建构了本研究的跨学科理解理论框架。跨学科理解强调学科知识的基础作用,以学生回答中涉及的相关学科数目为依据,划分跨学科理解的水平。本研究的理论框架包括由低到高三个水平:单学科、部分跨学科和充分跨学科,能够包含不同学生的跨学科理解水平。基于“氧循环”内容框架和跨学科理解水平框架,开发了跨学科理解测查工具,对山东省内的4所规范化学校的初三、高一和高二共311名学生,进行大样本测试。运用Rasch部分给分模型（PCM）对测查工具进行分析,这些测试项目显示了较好的心理测量特性。采用SPSS软件对收集的数据进行描述性和推断性统计,研究结果表明,初三的学生与高一学生的跨学科理解不存在差异,高二与初三、高一学生的跨学科理解均存在极显着性差异。随着年级的升高,水平1的学生比例下降,水平3呈现上升趋势,水平2趋于稳定。同时,对开放题中学生回答进行定性分析,提出假设:学生的学科知识水平影响其跨学科理解。最后,基于本研究的结论提出有针对性的教学建议:增强学科教师的跨学科意识;凸显跨学科的教师教学策略;提供学生进行跨学科理解的机会。本研究的创新点有以下三个:（1）基于不同学科课程标准、教科书及国内外氧循环相关研究,建构“氧循环”内容框架;（2）提出跨学科理解理论框架,包括单学科、部分跨学科和充分跨学科三个水平;（3）开发了中学生“氧循环”跨学科理解测查工具,包括多项选择题和开放题,共14个项目。
黄海燕[3]（2021）在《水体中不同无机氮源对微藻生长及温室气体产生与排放的影响》文中指出温室效应及水体富营养化是目前全球关注的环境问题,氮素在水体富营养化及温室气体产生中扮演着重要的角色。氮素在环境中以多种形式存在,其中无机氮形态主要包括铵态氮、硝态氮与亚硝态氮,不同水生生物对无机氮的吸收与利用存在差异,而不同无机氮在水体中转化过程中会直接或间接影响二氧化碳、氧化亚氮与甲烷等温室气体的产生,因此,研究无机氮形态对藻类生长和温室气体的关系对丰富氮素环境效应及转化有重要意义。本文通过实验室光照培养铜绿微囊藻（Microcystis aeruginosa）与小球藻（Chlorella vulgaris）以及室外自然水体培养实验,研究不同无机氮源对藻类生长的影响;通过室外水体培养实验研究不同形态无机氮对二氧化碳、甲烷与氧化亚氮等温室气体产生与排放的影响以及不同深度水体溶解性温室气体浓度变化状况。实验室光照培养设置了3种无机氮处理,分别为240 mg/L铵态氮处理、240 mg/L硝态氮处理和240 mg/L亚硝态氮处理,室外自然水体培养实验设置了4种无机氮处理,分别为240 mg/L铵态氮处理、240 mg/L硝态氮处理、240 mg/L亚硝态氮处理及3种等量无机氮处理（铵态氮、硝态氮与亚硝态氮均为80 mg/L）,而深度处理设置了表层、50 cm与100 cm等3个处理。本研究结果如下:（1）实验室培养箱处理中,硝态氮与亚硝态氮处理可以促进铜绿微囊藻与小球藻的生长,硝态氮效果优于亚硝态氮,而铵态氮则不利于甚至抑制两种藻的生长,对铜绿微囊藻抑制强于小球藻;硝态氮与亚硝态氮处理在整个实验期间pH值大于9.0,培养瓶中气体二氧化碳浓度较低,而铵态氮处理pH较小,在实验后期pH降至7.0以下,培养瓶中气体二氧化碳浓度较高。室外培养处理中,亚硝态氮处理对自然水体藻类生长的促进作用明显强于硝态氮处理,而等量无机氮处理在实验后期藻类生长状况最佳,而铵态氮处理则对藻类生长有抑制作用;硝态氮与亚硝态氮处理水体中溶解氧含量较高,pH值也较高,溶解二氧化碳含量较低,其他两种处理则相反。（2）在室外培养处理中,原水样中分别添加铵态氮、硝态氮、亚硝态氮和等量无机氮后,藻种由19种分别减少至9种、10种、6种和7种,所有无机氮处理藻种类数量减少但优势藻种数量增多;在藻类生长旺盛的处理中,微囊藻是优势藻种。（3）铵态氮在水体中主要转化为亚硝态氮,但其转化量小于氨挥发量,在pH大于8.0时,水体氨挥发损失非常高;不同无机氮水体二氧化碳溶解量与pH呈负相关,较高pH水体中,水体中的游离二氧化碳含量较少。（4）在本实验好氧条件下,硝态氮不会促进水体中氧化亚氮的产生,铵态氮与亚硝态氮均会对水体氧化亚氮产生有一定的促进作用,而等量铵态氮、硝态氮与亚硝态氮处理可明显促进氧化亚氮的产生,尤其在实验中后期,水体氧化亚氮浓度呈指数增加;同样,硝态氮不会促进氧化亚氮的排放,而等量铵态氮、硝态氮与亚硝态氮可明显促进氧化亚氮的排放,氧化亚氮排放通量（y）与水体溶解氧化亚氮浓度（x）呈现显着正相关关系,表达式为:y=-25.21+0.3279x（n=28,R2=0.9612,p<0.0001）。三种无机氮等量处理、亚硝态氮处理、铵态氮处理与硝态氮处理氧化亚氮累积排放量分别为30.66±10.98 mg、6.56±2.02 mg、1.20±0.61 mg与0.055±0.051 mg。（5）铵态氮处理水体中溶解二氧化碳浓度较其他处理高,亚硝态氮处理二氧化碳浓度最低,当总体上所有处理对二氧化碳是一种吸收状态,二氧化碳排放通量（y）与水体二氧化碳溶解量（x）呈现显着相关关系,二者符合=-41.80+0.6543（n=28,R2=0.1753,p<0.05）模型,所有处理均为二氧化碳吸收汇,三种无机氮等量处理、亚硝态氮处理、铵态氮处理与硝态氮处理对二氧化碳累积吸收量分别为1744.17±687.71 mg、741.93±312.00 mg、563.17±185.14 mg与361.44±129.98 mg。（6）不同铵态氮含量处理中,其电导率、无机氮、总氮、pH、溶解性二氧化碳与氧化亚氮及二氧化碳与氧化亚氮排放通量等指标存在差异,但不同深度之间上述指标均没有差异,说明不同深度之间溶解性二氧化碳含量和溶解性氧化亚氮与水深无关。
靖晶[4]（2021）在《CO2储存过程多因素影响的数值模拟研究 ——以鄂尔多斯盆地石千峰组为例》文中指出以CO2为主的温室气体含量逐年增多,导致全球气候变暖现象日趋严峻,该问题引起广泛关注。而CO2地质储存是缓解全球气候变暖的有效手段,我国于2010年,在鄂尔多斯盆地部署建设了国内首个CCS示范工程。数值模拟在CO2地质封存场地选择、场地封存能力以及封存安全性等方面发挥了重要作用。作为CO2地质储存数值模拟专业化软件-TOUGH2-ECO2N程序被广泛应用,其模拟结果准确可靠。但由于TOUGH2-ECO2N模拟器开发的初衷是作为研究工具使用,并不包含前后处理界面,而且模拟器的模拟规模有限,极大地制约了其应用简便、应用推广和应用领域。进行CO2地质储存时,优化注入、运移安全与储存能力是其最为关键的问题,而影响这些问题的主要因素包含实际地层的复杂结构（地层倾斜现象、断层）、非原位测试结果存在误差（盐度）、可控的外界条件（注入温度等）。以往大多学者的研究,主要围绕单因素方面进行研究,而实际储存场地中,影响因素众多、复杂,将其结合进行深入研究的需求迫切,指导服务储存场地选择、注入优化的意义重大。鄂尔多斯盆地是典型的克拉通盆地,还是最大的陆地沉积盆地之一,其主要储层石千峰组地层具有低孔低渗的特征。本论文在完成储层场地地质条件综合分析的基础上,建立目标研究层-石千峰组地层的概念模型,进行空间离散构建场地级三维数值模型。运用改进后的TOUGH2-ECO2N模拟器进行计算分析,利用耦合后的Tecplot可视化软件进行模型结果分析,探究非水平地层中,盐度、断层以及注入温度对CO2运移分布与储存能力的影响。通过本次研究,取得的主要成果有:1、TOUGH2-ECO2N模拟器改进基于TOUGH2-ECO2N模拟器对精细刻画与模拟规模有极大的限制,提出尝试完善TOUGH2-ECO2N模拟器,适宜于中等规模的数值模拟,构建并服务于本次模型研究平台。本论文借用F90模块的特点,优化完善了TOUGH2-ECO2N原有程序中变量的内存模式,并进行了模拟器的动态内存分配。通过对改进前后模拟器的正确性与效率比较,验证了完善后模拟器的准确性与高效性。2、TOUGH2模拟器后处理接口开发针对TOUGH模拟器中后处理难的特点,基于Tecplot软件功能特点,通过对TOUGH2-ECO2N模拟器的网格剖分、模拟结果和目标数据等方面的分析,以及Tecplot软件的plt文件格式的重点解析,利用VC++语言编制程序,实现了TOUGH模拟器模拟结果的Tecplot软件耦合,大大缩短了模拟结果的存储空间和分析时间,同时也为其它模拟软件向Tecplot软件的无缝耦合提供了理论支撑。3、倾斜地层中盐度对CO2储存转化的影响石千峰组地层并非水平和非原位测试带来盐度测试的不准确性,将直接影响CO2的储存转化情况。为了明确其影响程度,本文以石千峰组地层倾角、地层岩性、地层流体盐度等特征为基础,共建立24套模型进行了拓展性研究。结果发现:地层倾斜程度和咸水盐度对CO2储存转化的影响显着。咸水盐度对溶解相CO2运移分布和CO2储存量的影响较地层倾斜程度的影响明显。咸水盐度越大,注入井附近的压力越大,溶解相CO2质量分数越小,气相、溶解相和总CO2封存量越少,CO2的封存安全性越差。CO2自注入起200年,咸水盐度S（饱和）,3/4S,1/2S,1/4S和0.03的地层中溶解相CO2封存量是无盐度（0.00）地层中溶解相CO2封存量的26.2%,38.0%,54.3%,74.5%和88.1%。地层倾斜程度对地层压力分布以及CO2的运移安全影响显着。倾斜程度越大,CO2的运移距离越远,运移安全越差。CO2自注入起200年,0°,5°,10°倾斜程度地层中CO2的最远运移距离是15°倾斜地层中CO2最远运移距离的60%,73.3%和86.7%。较大的地层倾斜程度和较高的咸水盐度值导致CO2的储存安全性较差,故在选择CO2封存的目标储层时,应选择倾斜程度小、咸水盐度低的地层。4、倾斜地层中断层对CO2储存转化的影响CO2的储存安全是CO2地质封存的关键问题。实际CO2地质储存场地中,断层对CO2的空间运移影响较大,断层利于压力的快速平衡并增加CO2的储存潜力,但其对CO2泄露也带来了风险。利用石千峰组地层的物探解译数据,构建碳储存三维断层数值模型,研究了倾斜储层中,断层对CO2储存安全的影响。模拟结果表明,地层倾斜程度和断层对CO2运移分布和储存安全有重要影响。随着地层倾斜程度的增大,CO2运移距离变远,地层中安全储存的CO2总量减小,最大气相饱和度和溶解CO2的溶解相质量分数增加。断层的存在为CO2泄漏提供了通道,造成地层压力分布不规则。含断层的地层中,开始出现泄漏的时间与地层倾斜程度呈函数关系。地层倾斜程度为5°、10°和15°时,CO2出现泄露的时间分别为CO2注入开始后465年、230年和160年。较大倾斜程度模型中溶解相CO2的羽流的横向展布较大。因此在选择CO2储层场地时,需综合考虑地层倾斜程度和断层。5、倾斜地层中注入温度对CO2储存转化的影响为了优化鄂尔多斯盆地CCS注入方案,提高储层的CO2储存能力,注入温度作为一个可控制的因素,探究了注入温度对石千峰组储层的CO2储存能力的影响。经研究发现:较倾斜的地层中,较高的CO2注入温度更容易导致CO2泄漏。当注入温度为11℃、31.5℃、51℃和71℃时,地层中储存的CO2出现的泄露时间点分别为200年、170年、150年和140年。当注入温度从11℃增高到71℃,地层倾斜程度从0°增大到15°时,溶解CO2的运移距离变得更远。地层倾斜程度对溶解CO2运移距离的影响大于注入温度的影响。随着注入温度的升高,整个地层的气相、溶解相和总CO2封存量增加。地层倾斜程度越大,注入CO2 20年的封存量越小,CO2运移140年,气相封存量减少,溶解相增多。注入温度对CO2封存量的影响远大于地层倾斜程度的影响。因此,对于弱有起伏的石千峰组地层,可通过提高CO2注入温度来增强其CO2储存能力。
任国玉,姜大膀,燕青[5]（2021）在《古气候演化特征、驱动与反馈及对现代气候变化研究的启示意义》文中进行了进一步梳理古气候与现代气候变化研究如何有效结合,特别是古气候研究如何为理解现代气候变化过程提供背景条件、边界约束和理论框架,值得深入探讨。文章以现代、历史时期、全新世、晚第四纪和新生代为时间基线,回顾阐述了过去气候演变特征、成因机制及其对现代气候变化研究的启示意义,探讨了过去与现代气候变化融合研究中存在的不确定性。过去气候演化过程的研究,加深了人们对地球气候系统运行机制的理解。研究表明,各个时期中,地球气候经历了不同相位、幅度和速率的变化,气候系统各分量之间发生了复杂的相互作用,以地表温度为代表的地球表面热力环境演化是各不同阶段气候变化的基本表现形式。全球温度变化不仅受到太阳输出辐射、地球轨道参数和地球构造运动等的影响,而且与地球表层水圈中的海洋、冰冻圈中的大陆冰盖、生物圈中的海洋浮游生物和陆地植被,以及大气圈中的温室气体、粉尘气溶胶、水汽和云等活跃组分之间,存在着多尺度复杂反馈作用。在同一时间尺度上,气候系统分量的互馈通路可能是同向的、可比的,各分量之间的对应关系或具有一致性,研究结论对于预估未来气候变化有借鉴意义;但在不同时间尺度上,气候系统各分量之间的相互联系机制可能难有一致性和可比性,古今互鉴,就需要慎重。
张欢[6]（2021）在《中晚全新世黄土高原气候变化与文化演化关系 ——以六盘山天池、苟池为例》文中研究表明中全新世以来,随着新石器农业的发展,人类文化演化进入繁荣期。与冰期—间冰期相比,中晚全新世气候系统的边界条件没有发生显着变化,且此时期区域古气候指标记录丰富、详细,对该时期气候变化的研究是国际社会全新世研究的热点之一,因此备受科学家的重视。对于我国干旱—半干旱地区中晚全新世的气候变化而言,不同的学者有着不同的认识,因此需要获取更多可靠的气候记录去进一步认识该地区中晚全新世的气候变化。黄土高原,位于我国西部半干旱地区,同时也是季风边缘区域,能够快速响应气候变化,是研究气候变化的理想区域。并且,黄土高原也是我国新石器文化发展的核心地区之一,有着连续的新石器文化序列,理解该地区气候变化历史有助于了解气候与文化演化的关系。本文选取了黄土高原的两个湖泊作为研究对象,分别是不易受人类活动影响的高山湖泊六盘山天池和位于农牧交错带、易受人类活动影响的终闾湖苟池。通过对六盘山天池GSA07岩芯冷杉叶片δD（δDl,δD of leaf）和苟池GC15B岩芯有机指标TOC、TN、δ13Corg和δ15Norg的分析研究,结合岩芯可靠的AMS14C年代序列,本文重建了中晚全新世黄土高原地区的气候变化历史。此外,本文探讨了气候变化与文化演化和朝代更替之间的关系,并初步浅析了影响气候变化的驱动力。得出的主要结论如下:（1）通过对六盘山天池GSA07岩芯冷杉全叶片δD、δ18O研究,本文认为,冷杉δDl可能反映了印度夏季风强度的变化,δDl偏负指示季风增强,偏正指示季风减弱。结果显示,季风强度整体呈现逐渐减弱的趋势,6200～4000 cal BP期间季风较强,减弱趋势不明显,4000 cal BP之后季风强度弱于上一阶段,并呈逐渐减弱的趋势。（2）基于对苟池GC15B岩芯的TOC、TN、δ13Corg和δ15Norg和C/N研究,本文发现,湖泊沉积物有机质输入以陆生植物为主,当区域较湿时,区域生物量大,湖泊营养水平高,TOC和TN含量增加,δ13Corg数值偏正,湖泊初级生产力升高,14NO3-被大量消耗,δ15Norg升高;反之,当区域气候较干时,TOC和TN含量下降,δ13Corg数值偏负,δ15Norg下降。结合岩芯年代序列,记录显示,8130～2400cal BP期间区域气候呈现逐渐变干的趋势;2400 cal BP之后,随着区域人口数量增加,人类活动或许显着影响着湖泊的水文条件。（3）以六盘山天池、苟池为例,本文探讨了气候变化与文化演化之间的关系。结果表明,文化转型时期往往对应着季风减弱/气候变干的时段,文化和朝代发展繁荣的中期时段也大致与季风增强/气候变湿的时期相对应。气候变化对文化和朝代的发展可能具有重要的影响作用。（4）以六盘山天池GSA07岩芯冷杉δDl所记录的过去6200年印度夏季风强度变化为例,本文对气候变化的驱动机制进行了初步探讨。在轨道尺度上,北半球夏季太阳辐射（NHSI,Northern Hemisphere Solar Insolation）是影响印度夏季风强度的主控因子,NHSI增多使得季风增强,NHSI减少则使得季风减弱;在亚轨道、百年尺度上,太阳活动可能会影响到季风的变化,太阳活动增强,季风增强,太阳活动减弱,季风减弱。
邸爱莉[7]（2020）在《CO2分压和降雨量对岩溶演化影响的数值模拟分析》文中研究表明我国分布有大面积的岩溶,其中西南地区例如云南、贵州等地的岩溶面积约占全国的三分之一。岩溶发育形成的各种地貌作为一种重要的旅游资源,在岩溶发育方面的研究对工程建筑具有一定的指导作用。在进行岩溶演化的模拟时,开展了不同CO2分压情况下的溶蚀演化,分析不同CO2分压对应的饱和钙离子浓度。通过改变软件中饱和钙离子浓度的数值,间接分析CO2分压对岩溶演化以及分水岭消失的影响。因此,通过分析CO2分压进一步完善了对岩溶演化影响因素的探究。在本论文的研究中,主要考虑模型区内降雨量、CO2分压两个因素,分别探讨这两个因素对岩溶演化以及分水岭消失的影响。操作时需对裂隙进行参数设定,连通化处理,以及对所有节点进行离散化处理,耦合溶解动力学与渗流模型。根据水均衡方程,利用地下水流层流公式-立方定律,建立各节点水头方程组并进行联立。根据碳酸盐岩溶蚀速率公式,求得各裂隙段的溶蚀速率和流量。依据质量守恒原理求得第一个时间步长内各个裂隙的扩宽量,最终求得新的隙宽。新的隙宽求出后,继续重复以上操作步骤,再一次计算水头分布以及隙宽,从而得到岩溶裂隙演化的模拟过程。以1000m×200m碳酸盐岩体做为模型区,模拟其分水岭的形态、移动特征、分水岭消失的因素以及岩溶演化的规律。数值模拟研究表明,潜水面附近岩溶发育最强烈,裂隙张开度最大。分水岭消失时间与模拟区范围、CO2分压和降雨量有关。模拟区范围增大,分水岭越不容易消失;CO2分压增大,溶解于水中的CO2含量增多,溶蚀能力加强,速度变快,分水岭消失时间减小;降雨对分水岭的消失时间影响比较复杂,主要分为三个阶段。降雨量小于200mm时,不存在分水岭;200-600mm时分水岭消失时间随降雨的增大而变长;降雨量在600mm时,分水岭消失时间达到最大;600-1600mm时,分水岭消失时间随降雨增大而减小。利用简单的确定性裂隙网络解析解,对二维平面流以及剖面流模型的软件模拟的正确性进行了验证。
黄芬[8]（2020）在《漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制》文中研究表明陆地碳酸盐风化形成的大气CO2净汇是4.77亿t C a-1,随着土地利用的改变及降雨的增加,还可能增加9.8%17.1%。但是,人类活动带来的硝酸和硫酸及其对碳酸盐的溶解在碳汇计算中需加以扣除。我国平均氮肥输入量巨大,它能促进土壤有机质的分解或累积,促进土壤CO2的产生及排放,对岩溶碳循环有间接的调控作用。当氮肥的施用量大于植物吸收量时,过量的氮肥输入会发生硝化作用产生硝酸,通过对碳酸盐的溶蚀直接参与岩溶碳循环。但是这种间接或直接作用有多大,对岩溶碳汇的影响如何,富钙偏碱的岩溶土壤对氮肥输入如何响应,氮在流域土壤-岩溶表层带-地下水系统的迁移与转化及其对岩溶碳循环的影响等问题还有待进一步研究。因此,本研究设置了一系列不同施氮浓度的盆栽模拟实验,结合自然流域地下水的观测,开展了氮对石灰土碳循环强度的影响及其源汇效应、石灰土-地下水中氮对岩溶碳循环的影响、流域尺度氮迁移转化及其参与岩溶碳循环的机制研究,发现以下主要结论:1.不同施氮浓度的盆栽模拟实验研究发现,氮肥对土壤CO2的提高作用为10.5%30.6%,试片溶蚀速率提高了1.83.6倍。土壤呼吸速率也随施肥量增加而提高,平均值为26.9748.95 mgC m-2h-1,比不施肥的提高了7%60%。施肥导致土壤碳源汇量均增加,随施氮量的增加,汇/源比从0.44%上升到0.91%。2.石灰土存在碳酸溶解碳酸钙、硝酸溶解碳酸钙和阳离子交换三种酸缓冲机制。较低浓度的氮肥(100 kgN ha-1a-1)主要通过增加土壤CO2的浓度间接参与岩溶碳循环,硝化产酸全部由阳离子交换缓冲,土壤碳酸钙溶蚀全部来自土壤CO2。在施肥浓度为250700 kgN ha-1a-1时,45%的H+直接参与碳酸钙的溶蚀,55%的H+被阳离子交换缓冲。渗漏液δ13CDIC受控于土壤CO2分压而不是硝化作用的强弱。3.漓江流域地下水无机碳和钙、镁浓度随NO3-浓度的增加而增加,三者来源于碳酸溶蚀碳酸盐、硝酸溶蚀碳酸盐和阳离子交换三个过程。在人为输入的NO3-<0.20.3 mmol L-1时,以植物充分吸收氮素,刺激微生物呼吸和有机质矿化,增加土壤CO2溶蚀碳酸盐为主;NO3->0.3 mmol L-1,以硝酸溶蚀或阳离子交换为主。地下河HCO3-浓度与δ13CDIC均受CO2分压控制。4.同位素端元法计算地下河硝酸溶蚀碳酸盐的平均值为4.34%,水化学平衡法计算结果为8.83%,这4.49%的差值可能全部为阳离子交换造成。研究结果有助于完善岩溶动力系统碳氮耦合循环理论,为准确计算氮肥施用对岩溶碳循环和岩溶碳汇的影响提供数据支撑,同时为合理利用氮肥减少氮污染提供科学支持。
黄思宇[9]（2020）在《典型岩溶地下水补给型水库碳埋藏机制研究》文中研究说明近年来研究表明,陆源水生系统在全球碳循环中扮演着重要角色,对调节控制流域碳循环具有重要作用,也是“剩余汇”的重要组成部分。岩溶水库属于陆源水生系统的一部分,在岩溶地质背景控制下,岩溶作用碳循环与陆源水生系统碳循环相耦合,改变了区域的碳循环过程,但前人研究一定程度地忽视了其在碳循环中的特色和作用。因此,研究岩溶水库这一典型水域生态系统在不同尺度下的碳循环特征、影响因素及通量,分析岩溶水库碳收支情况,判断水库碳源/汇性质,这对全球或区域碳循环研究有着重要的意义。本研究选择广泛分布岩溶地层且地下水补给量占比达95%以上的典型水库（广西省南宁市上林县大龙洞水库）为例,以其沉降颗粒物、表层沉积物和柱状沉积物作为研究载体,研究碳埋藏的沉降、分解与保存以及最终的埋藏过程,分析不同过程中碳含量及特征;运用多种模型计算,了解不同过程中沉积物有机碳来源类型,讨论不同过程下的影响因素;利用碳收支平衡法,探讨水库不同过程的碳通量,初步评估了大龙洞水库在岩溶碳循环中的碳汇作用。该研究进一步表明岩溶水生环境中的储碳能力对区域碳汇甚至是全球碳汇有着不可忽视的作用,应加大岩溶碳汇研究的关注和力度。研究结果表明:（1）在大龙洞水库中,岩溶作用生成并通过地下水补给进入的无机碳经过生物碳泵作用被藻类等水生光合生物转化为内源有机碳。然后,由内源有机碳与外源有机碳混合组成的水中沉降颗粒物（SPOC）发生沉降作用,部分降落到大龙洞水库底层形成表层沉积物,随后一部分有机碳被分解回到水体中,另一部分继续沉积埋藏,最终形成相对稳定的有机碳。（2）沉降颗粒物和表层沉积物有机碳主要来源是藻类、土壤,其中,表层沉积物藻类占45.82%,沉降颗粒物藻类来源占31.57%。通过生物碳作用,大龙洞水库藻类沉降有机碳的沉降效率为54.25%。在沉降过程和分解、保存过程中,沉积物受到地质环境、水源来源方式和水库水化学参数以及气候（气温和降雨）引起的热分层效应、水位波动和流速变化等的制约。此外,藻类利用岩溶水中大量的无机碳,并与无机碳发生共沉淀作用,这些过程不仅有利于藻类有机质的沉降和保存,同时也减缓藻类有机质的矿化作用,提高碳储量。（3）建库以来,大龙洞水库环境演变主要受到人类活动的影响,例如“退耕还林”、石漠化治理、土地利用方式改变和水库建设,其通过地下水影响沉积物,并发现碳同位素值偏轻的岩溶地下水会使沉积物碳同位素值更加偏轻。同时,长期环境演变中,藻类仍然是柱状沉积物的主要来源,占总量的60.84%,其次分别是土壤（22.93%）、生活污水（14.56%）和陆源植物（1.67%）。（4）大龙洞水库有机碳积累速率（OCAR）和无机碳积累速率（ICAR）都随时间变化而对数上升趋势,OCAR平均值为116.42 gC.m-2.a-1,ICAR为185.99 gC.m-2.a-1;在空间分布上,中游>上游>下游。有机碳和无机碳沉降通量分别为126.85 gC.m-2.a-1和275.14gC.m-2.a-1。沉积物经过长期埋藏后,有机碳和无机碳堆积埋藏通量分别为107.55 gC.m-2.a-1和136.86 gC.m-2.a-1。综合水库碳循环过程中不同过程的碳收支情况,大龙洞水库地下水无机碳碳收入约为10478.65 t C.a-1;大龙洞水库的碳总支出为11565.63 t C.a-1,其中无机碳支出为9566.66 t C.a-1,有机碳支出为1998.97 t C.a-1,无机碳主要的输出方式为水电站排水,有机碳主要的输出方式是有机碳沉降过程,这是一个碳汇过程。
王蕾[10]（2020）在《水分变化对东北黑土氮素转化及微生物性状的影响》文中指出近年来,温室气体排放所带来的大气问题严重,N2O是仅次于CO2和CH4需要管控的温室气体,土壤排放的N2O是大气中N2O的主要来源。影响土壤中N2O排放的因素很多,其中水分含量的变化可能会影响土壤中硝化、反硝化微生物的活性并影响土壤中氮素的转化以及N2O的产排。本文以东北黑土作为研究对象,采用培养法,结合了DNA提取、实时荧光定量PCR、高通量测序等分子生物学技术,配合纳氏试剂分光光度法、紫外分光光度法和气相色谱法研究了不同水分状况、不同气体填充条件对土壤中硝化反硝化微生物功能基因拷贝数、种群以及氮素转化过程的影响,为实践中东北黑土N2O产排以及研究N2O产排路径提供科学依据。本文得到结论如下:（1）在40%WHC水分含量条件下,土壤中主要发生的是硝化作用,微生物优势纲为Actinobacteria和Thermoleophilia,优势属为Paenibacillus和Sporosarcina;80%WHC水分含量条件下,土壤中硝化作用和反硝化作用同时进行,但反硝化强度大于硝化强度,nir S基因和nos Z基因是促进反硝化作用的主要功能基因,其中nos Z基因是促进N2O转化成N2的关键基因,微生物优势纲为Betaproteobacteria和Alphaproteobacteria,优势属为Methylobacterium和Coprococcus。（2）低水分含量土壤中主要发生的是硝化作用,氨氧化功能基因拷贝数增加,硝化作用产生N2O较少,高水分含量土壤中硝化反硝化功能基因拷贝数均很多,进行了完全反硝化作用将N2O转化成N2,N2O排放含量相对较少;在10%乙炔+90%空气条件下,乙炔抑制了硝化作用和nos Z基因的活性,随水分含量的增加,使nir S基因拷贝数增多,进而促进了反硝化作用,N2O的排放增多,但抑制了N2O向N2的转化过程,从而造成了N2O的大量积累;在好氧条件下,氨氧化功能基因拷贝数较多,随着水分含量的增加,部分土壤出现了厌氧区,反硝化作用略微增强,排放N2O转化成N2,出现了极少量N2O的积累;在厌氧条件下,硝化作用受到抑制,促进了反硝化作用并伴随大量N2O产生,随着nos Z基因拷贝数的增多,N2O进一步还原成N2。
二、大气中CO_2含量增多与环境问题的探讨（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、大气中CO_2含量增多与环境问题的探讨（论文提纲范文）
（1）不同CO2浓度升高水平对稻田CH4排放的影响及机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 缩略词 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 稻田CH_4 排放的机理及影响因素 |
| 1.2.1 稻田CH_4 排放的机理 |
| 1.2.2 稻田CH_4 排放的影响因素 |
| 1.3 大气CO_2 浓度升高对稻田CH_4 排放及产甲烷过程的影响 |
| 1.3.1 大气CO_2 浓度升高的控制试验方法 |
| 1.3.2 CO_2 浓度升高对稻田CH_4 排放的影响 |
| 1.3.3 CO_2 浓度升高对稻田产甲烷菌的影响 |
| 1.3.4 小结 |
| 1.4 科学假设 |
| 1.5 拟解决的科学问题 |
| 1.6 研究内容和技术路线 |
| 1.6.1 研究内容 |
| 1.6.2 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 试验区域概况 |
| 2.2 试验设计 |
| 2.2.1 不同CO_2 浓度设置 |
| 2.2.2 田间管理 |
| 2.2.3 CO_2 浓度升高控制系统 |
| 2.3 观测方法 |
| 2.3.1 CH_4 通量观测 |
| 2.3.2 水稻地上生物量和产量的测定 |
| 2.3.3 土壤指标的测定 |
| 2.4 数据统计分析 |
| 第三章 不同CO_2 浓度升高水平对稻田CH_4 排放的影响 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 结果与分析 |
| 3.2.1 土壤温湿度 |
| 3.2.2 稻田CH_4 季节排放动态 |
| 3.2.3 CO_2 浓度升高对稻田CH_4 排放的影响 |
| 3.2.4 稻田CH_4 通量与土壤温湿度的关系 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 稻田CH_4 排放动态 |
| 3.3.2 CO_2 浓度升高对稻田CH_4 排放的影响 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 不同CO_2浓度升高水平对水稻地上生物量和根际土壤理化性质及酶活性的影响 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 结果与分析 |
| 4.2.1 不同CO_2 浓度升高下水稻地上生物量及产量的差异 |
| 4.2.2 不同CO_2 浓度升高下土壤理化性质的差异 |
| 4.2.3 不同CO_2 浓度升高下土壤酶活性的差异 |
| 4.2.4 不同CO_2浓度升高下水稻地上生物量及产量、土壤理化性质和土壤酶活性的关系 |
| 4.3 讨论 |
| 4.3.1 CO_2 浓度升高对稻田地上生物量及产量的影响 |
| 4.3.2 CO_2 浓度升高对稻田土壤DOC浓度的影响 |
| 4.3.3 CO_2浓度升高对稻田土壤NH_4~+–N和 NO_3~––N浓度的影响 |
| 4.3.4 CO_2 浓度升高对稻田土壤p H的影响 |
| 4.3.5 CO_2 浓度升高对稻田土壤酶活性的影响 |
| 4.3.6 不同CO_2浓度水平下水稻地上生物量及产量、土壤理化性质和土壤酶活性的关系 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 不同CO_2 浓度升高水平对稻田土壤产甲烷菌的影响 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 结果 |
| 5.2.1 不同CO_2 浓度升高水平对稻田产甲烷潜势的影响 |
| 5.2.2 不同CO_2 浓度升高水平对稻田产甲烷菌丰度的影响 |
| 5.2.3 不同CO_2浓度升高水平对稻田产甲烷菌群落α多样性的影响 |
| 5.2.4 不同CO_2浓度升高水平对稻田产甲烷菌群落α多样性的影响 |
| 5.2.5 不同CO_2浓度升高水平对稻田产甲烷菌群落组成的影响 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 不同CO_2浓度升高水平对稻田产甲烷菌活性和丰度的影响 |
| 5.3.2 不同CO_2 浓度升高下产甲烷菌群落的结构和多样性 |
| 5.3.3 不同CO_2 浓度升高下产甲烷菌群落组成 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 不同CO_2 浓度升高水平对稻田CH_4 排放的影响机理 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 结果与分析 |
| 6.2.1 稻田CH_4 排放与水稻地上生物量及产量的关系 |
| 6.2.2 稻田CH_4 排放与土壤理化性质及酶活性的关系 |
| 6.2.3 影响稻田产甲烷菌群落的环境因子分析 |
| 6.2.4 稻田CH_4排放与土壤产甲烷菌、理化性质及酶活性的综合关系 |
| 6.2.5 CO_2 浓度升高条件下稻田CH_4 排放的驱动机制 |
| 6.3 讨论 |
| 6.3.1 稻田CH_4 排放与水稻地上生物量及产量的关系 |
| 6.3.2 稻田CH_4 排放与土壤理化性质及酶活性的关系 |
| 6.3.3 影响稻田产甲烷菌群落的环境因子 |
| 6.3.4 稻田CH_4排放与土壤产甲烷菌、理化性质及酶活性的综合关系 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 研究结论与展望 |
| 7.1 全文结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（2）中学生“氧循环”跨学科理解的测查研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 问题提出 |
| 2 文献综述 |
| 2.1 跨学科理解的研究 |
| 2.1.1 跨学科课程史 |
| 2.1.2 国际科学教育中的跨学科教学 |
| 2.1.3 跨学科理解的认知过程 |
| 2.1.4 科学教育中的跨学科理解测评 |
| 2.2 氧循环的研究 |
| 2.2.1 国外关于氧循环的研究 |
| 2.2.2 国内关于氧循环的研究 |
| 2.2.3 小结 |
| 3 研究设计 |
| 3.1 研究的目的与任务 |
| 3.2 研究思路 |
| 3.3 研究方法 |
| 4 “氧循环”相关内容的梳理 |
| 4.1 课程标准中“氧循环”相关内容的梳理 |
| 4.2 教科书中“氧循环”相关内容的梳理 |
| 4.3 国内外氧循环研究中的相关内容梳理 |
| 4.4 小结 |
| 5 研究的理论基础 |
| 5.1 概念界定 |
| 5.1.1 学科 |
| 5.1.2 跨学科 |
| 5.1.3 跨学科理解 |
| 5.2 理论框架 |
| 6 测查工具的开发 |
| 6.1 选择测试内容 |
| 6.2 设计测试项目 |
| 6.2.1 开发测试项目 |
| 6.2.2 制定评分规则 |
| 6.3 测试项目的试测与修正 |
| 6.3.1 内容效度检验 |
| 6.3.2 试测对象 |
| 6.3.3 试测实施及数据处理 |
| 6.3.4 试测结果 |
| 6.3.5 小结 |
| 7 中学生跨学科理解的测查 |
| 7.1 测试工具的心理测量特性 |
| 7.2 整体描述性分析 |
| 7.3 不同年级学生跨学科理解差异分析 |
| 7.4 不同年级学生的跨学科理解水平分析 |
| 7.5 开放题中学生回答的具体分析 |
| 8 结论与展望 |
| 8.1 研究结论 |
| 8.2 教学建议 |
| 8.3 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 研究生学习期间科研成果 |
| 致谢 |
（3）水体中不同无机氮源对微藻生长及温室气体产生与排放的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 温室气体的研究进展 |
| 1.1.1 温室气体的产生与排放过程 |
| 1.1.2 温室气体的影响因素 |
| 1.1.3 温室气体的采集方法 |
| 1.2 藻类概述 |
| 1.2.1 藻类的定义与分布 |
| 1.2.2 藻的生物量指标形式 |
| 1.2.3 藻类生长的影响因素 |
| 1.3 藻类生长与温室气体的关系 |
| 1.4 研究目的与研究内容 |
| 1.5 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 藻类预处理与接种培养 |
| 2.2 实验仪器 |
| 2.3 实验设计 |
| 2.3.1 不同无机氮源对铜绿微囊藻和小球藻生长的影响 |
| 2.3.2 不同无机氮源对自然水体藻类生长及温室气体的影响 |
| 2.3.3 不同深度对温室气体产生与排放的影响 |
| 2.4 水体理化指标的采集与测定 |
| 2.4.1 不同无机氮对铜绿微囊藻和小球藻生长的影响 |
| 2.4.2 不同无机氮源对自然水体藻类及温室气体的产生与排放的影响 |
| 2.5 温室气体采集与测定 |
| 2.5.1 溶解性温室气体采集 |
| 2.5.2 排放性温室气体采集 |
| 2.5.3 温室气体测定与计算 |
| 第三章 不同无机氮源对水体藻类生长的影响 |
| 3.1 不同无机氮源对铜绿微囊藻和小球藻生长的影响 |
| 3.1.1 不同无机氮培养铜绿微囊藻和小球藻时光密度的变化 |
| 3.1.2 不同无机氮培养铜绿微囊藻和小球藻时pH的变化 |
| 3.1.3 不同无机氮培养铜绿微囊藻和小球藻时CO_2浓度的变化 |
| 3.2 不同无机氮源对自然水体藻类生长的影响 |
| 3.2.1 不同无机氮处理下温度与溶解氧的变化 |
| 3.2.2 不同无机氮处理下叶绿素a含量的变化 |
| 3.2.3 不同无机氮处理下水体pH的变化 |
| 3.2.4 不同无机氮处理水体溶解CO_2变化 |
| 3.2.5 不同无机氮源水体藻类生长状况 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 不同无机氮源对水体温室气体产生与排放的影响 |
| 4.1 不同无机氮处理对水体理化指标及温室气体产生与排放的影响 |
| 4.1.1 不同无机氮处理水体理化指标的变化状况 |
| 4.1.1.1 不同无机氮处理对水体无机碳含量的影响 |
| 4.1.1.2 不同无机氮处理下水体无机氮含量变化状况 |
| 4.1.2 不同无机氮处理对水体温室气体产生与排放的影响 |
| 4.1.2.1 不同无机氮处理对水体N_2O产生与排放的影响 |
| 4.1.2.2 不同无机氮处理对水体CO_2产生与排放的影响 |
| 4.1.2.3 不同无机氮处理对水体CH_4排放的影响 |
| 4.2 不同深度对水体理化指标及温室气体产生影响 |
| 4.2.1 不同铵态氮处理下不同深度水体理化指标变化状况 |
| 4.2.2 不同铵态氮处理下不同深度水体CO_2与N_2O含量分布状况 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 研究特色与创新 |
| 5.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）CO2储存过程多因素影响的数值模拟研究 ——以鄂尔多斯盆地石千峰组为例（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及目的意义 |
| 1.1.1 选题背景 |
| 1.1.2 目的意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 CO_2地质储存概要 |
| 1.2.2 鄂尔多斯CO_2地质储存研究 |
| 1.2.3 多因素对CO_2储存的影响 |
| 1.2.4 TOUGH2-ECO2N模拟器 |
| 1.2.5 TOUGH模拟器后处理 |
| 1.2.6 存在的问题 |
| 1.3 研究目标,内容与方法 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究方法与技术路线 |
| 1.4 创新点 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 区域自然地理 |
| 2.1.1 位置与交通 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气象水文 |
| 2.2 区域地质及水文地质概况 |
| 2.2.1 区域地质概况 |
| 2.2.2 区域水文地质概况 |
| 2.3 灌注场地的基础条件 |
| 2.3.1 灌注场地位置 |
| 2.3.2 地层岩性 |
| 2.3.3 断层分布特征 |
| 2.3.4 盖层特征 |
| 2.3.5 储层特征 |
| 2.3.6 地下水化学成分 |
| 2.4 目标层基本情况 |
| 2.4.1 地层结构及特征 |
| 2.4.2 咸水层水化学成分 |
| 2.4.3 地层温压与孔渗参数 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 CO_2地质储存运聚模拟基本理论及模拟器改进 |
| 3.1 CO_2及H_2O-CO_2-NaCl三元体系的物理性质 |
| 3.1.1 CO_2 基本性质 |
| 3.1.2 H_2O-CO_2-NaCl三元体系的物理化学性质 |
| 3.2 CO_2地质储存运聚数学模型及模拟器 |
| 3.2.1 CO_2地质储存运聚数学模型 |
| 3.2.2 TOUGH2-ECO2N模拟器 |
| 3.3 热模拟器改进及测试 |
| 3.3.1 热模拟器改进 |
| 3.3.2 改进效果测试 |
| 3.4 TOUGH模拟器后处理接口开发及测试 |
| 3.4.1 TOUGH模拟器 |
| 3.4.2 Tecplot软件 |
| 3.4.3 TOUGH模拟结果提取 |
| 3.4.4 Tecplot软件耦合TOUGH模拟结果 |
| 3.4.5 算法编制与测试 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 倾斜地层中盐度对CO_2储存安全的影响 |
| 4.1 概念模型及数学模型 |
| 4.1.1 概念模型 |
| 4.1.2 数学模型 |
| 4.2 数值模型 |
| 4.2.1 网格剖分 |
| 4.2.2 模型参数 |
| 4.2.3 模拟方案 |
| 4.3 模拟结果分析 |
| 4.3.1 地层倾斜程度对CO_2储存的影响 |
| 4.3.2 咸水盐度对CO_2储存的影响 |
| 4.3.3 地层倾斜程度和咸水盐度共同作用对CO_2储存的影响 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 倾斜地层中断层对CO_2运移安全的影响 |
| 5.1 概念模型及数学模型 |
| 5.1.1 概念模型 |
| 5.1.2 数学模型 |
| 5.2 数值模型 |
| 5.2.1 网格剖分 |
| 5.2.2 模型参数 |
| 5.2.3 模拟方案 |
| 5.3 模型结果分析 |
| 5.3.1 地层压力分布差异 |
| 5.3.2 CO_2运移分布差异 |
| 5.3.3 CO_2封存量差异 |
| 5.3.4 单元上压力及CO_2属性 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 倾斜地层中注入温度对CO_2储存能力的影响 |
| 6.1 模型概化及数学模型 |
| 6.1.1 模型概化 |
| 6.1.2 数学模型 |
| 6.2 数值模型 |
| 6.2.1 网格剖分 |
| 6.2.2 模型参数 |
| 6.2.3 模型方案 |
| 6.3 模拟结果分析与讨论 |
| 6.3.1 地层温压分布差异 |
| 6.3.2 CO_2运移分布差异 |
| 6.3.3 CO_2封存量差异 |
| 6.3.4 单元上压力与CO_2属性 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论及建议 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 建议 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录1 模拟器改进程序部分 |
| 附录2 后处理接口开发程序部分 |
（5）古气候演化特征、驱动与反馈及对现代气候变化研究的启示意义（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 现代气候变化 |
| 2 历史时期 |
| 3 全新世 |
| 4 晚第四纪 |
| 5 新生代 |
| 6 总结与展望 |
（6）中晚全新世黄土高原气候变化与文化演化关系 ——以六盘山天池、苟池为例（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 全新世亚洲夏季风变化研究进展 |
| 1.2 黄土高原全新世气候变化研究进展 |
| 1.3 黄土高原全新世文化发展序列 |
| 1.4 湖泊沉积物中氢/氧同位素研究 |
| 1.4.1 湖泊沉积物陆源植物氢、氧同位素分馏机理研究 |
| 1.4.2 湖泊沉积物正构烷烃氢同位素研究 |
| 1.5 湖泊沉积物有机指标的古环境意义 |
| 1.5.1 TOC、TN和 TOC/TN |
| 1.5.2 全有机质碳同位素(δ~(13)C_(org)) |
| 1.5.3 全有机质氮同位素(δ~(15)N_(org)) |
| 1.6 选题依据及意义 |
| 1.7 研究内容及技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 六盘山天池地理概况 |
| 2.2 苟池地理概况 |
| 第三章 研究材料与实验方法 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.1.1 六盘山天池岩芯 |
| 3.1.2 苟池岩芯 |
| 3.2 AMS~(14)C测年 |
| 3.2.1 AMS~(14)C测年原理 |
| 3.2.2 测年样品制备实验 |
| 3.3 冷杉叶片稳定氢、氧同位素测定 |
| 3.3.1 六盘山天池GSA07 岩芯冷杉叶片残体 |
| 3.3.2 冷杉叶片纤维素实验 |
| 3.4 苟池GC15B岩芯有机指标实验测定 |
| 第四章 结果与讨论 |
| 4.1 年代学结果与分析 |
| 4.1.1 六盘山天池GSA07 岩芯年代结果 |
| 4.1.2 苟池GC15B岩芯年代结果 |
| 4.2 冷杉叶片氢、氧同位素的结果与分析 |
| 4.2.1 GSA07 岩芯冷杉叶片氢、氧同位素(δD_l,δ~(18)O_l)结果 |
| 4.2.2 GSA07 岩芯冷杉全叶片和纤维素δD数值比较 |
| 4.2.3 GSA07 岩芯冷杉叶片δD_l环境指示意义 |
| 4.3 GC15B岩芯有机指标的结果与分析 |
| 4.3.1 苟池沉积物TOC、TN和 C/N的指示意义 |
| 4.3.2 苟池沉积物δ~(13)C_(org)的指示意义 |
| 4.3.3 苟池沉积物δ~(15)N_(org)的指示意义 |
| 第五章 气候变化与文化演化 |
| 5.1 六盘山天池岩芯记录的中晚全新气候变化 |
| 5.2 苟池岩芯记录的中晚全新世气候变化 |
| 5.3 黄土高原全新世环境变化与文化演化 |
| 5.3.1 黄土高原西部—陇西地区 |
| 5.3.2 黄土高原北部—陕北地区 |
| 5.4 浅析气候变化驱动机制 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 在学期间研究成果 |
| 致谢 |
（7）CO2分压和降雨量对岩溶演化影响的数值模拟分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 CO_2分压效果影响研究 |
| 1.2.2 降雨量对岩溶演化的影响研究 |
| 1.2.3 岩溶含水系统演化模拟研究 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第2章 裂隙网络数值模型构建及计算方法 |
| 2.1 岩溶裂隙模拟软件 |
| 2.1.1 岩溶含水系统演化模拟系统程序设计 |
| 2.1.2 岩溶地下水常用模型 |
| 2.1.3 裂隙岩体的渗透系数 |
| 2.2 岩溶裂隙网络溶蚀过程模拟流程 |
| 2.3 介质场模拟 |
| 2.3.1 裂隙的生成 |
| 2.3.2 连通网络处理 |
| 2.3.3 离散化处理 |
| 2.3.4 软件生成裂隙网络算例 |
| 2.4 渗流场模拟 |
| 2.4.1 单裂隙水流运动 |
| 2.4.2 裂隙网络中水流运动 |
| 2.4.3 二维平面渗流场模拟 |
| 2.4.4 二维剖面渗流场模拟 |
| 2.5 溶蚀演化模拟 |
| 2.5.1 碳酸盐岩溶蚀机理 |
| 2.5.2 溶蚀速率计算 |
| 2.5.3 节点Ca~(2+)浓度计算 |
| 2.5.4 裂隙的隙宽变化 |
| 第3章 岩溶裂隙网络中二维平面流、剖面流数值模拟验证 |
| 3.1 平面流数值模拟验证 |
| 3.2.剖面流数值模拟验证 |
| 第4章 CO_2分压、降雨量对岩溶演化的数值模拟分析 |
| 4.1 降雨量对岩溶演化的影响 |
| 4.1.1 年降雨 1200mm的溶蚀演化规律 |
| 4.1.2 分水岭消失时间的影响因素 |
| 4.2 CO_2分压对岩溶演化的影响 |
| 4.2.1 标准大气压下的溶蚀演化规律 |
| 4.2.2 CO_2分压对分水岭消失的影响 |
| 第5章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 个人简历 |
（8）漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 课题来源 |
| 1.2 学术背景及意义 |
| 1.3 国内外文献综述 |
| 1.3.1 碳酸盐岩溶解吸收的大气/土壤CO_2与森林碳汇在同一数量级 |
| 1.3.2 氮素的来源及其参与岩溶碳循环的途径 |
| 1.3.3 氮素在土壤中的迁移和转化 |
| 1.3.4 氮素影响岩溶作用的发生条件 |
| 1.3.5 岩溶区高钙偏碱的土壤条件有利于硝化作用的进行 |
| 1.3.6 土壤对硝化产酸的缓冲导致土壤碳酸钙的溶解 |
| 1.3.7 氮肥提高土壤中碳酸盐岩的溶蚀速率 |
| 1.3.8 氮肥对流域碳酸盐岩的溶解及岩溶碳汇的影响 |
| 1.4 研究目标、内容、技术路线 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.4.3 技术路线 |
| 1.4.4 拟解决的关键问题 |
| 第二章 氮对石灰土碳循环强度的影响及其源汇效应 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 材料与方法 |
| 2.2.1 盆栽模拟实验的设置 |
| 2.2.2 实验测试指标及方法 |
| 2.2.3 数据计算 |
| 2.2.4 数据分析 |
| 2.3 结果与分析 |
| 2.3.1 土壤CO_2对短期环境变化的响应 |
| 2.3.2 施肥提高土壤CO_2浓度 |
| 2.3.3 林地土壤CO_2浓度及其同位素分布 |
| 2.3.4 土壤CO_2释放(土壤呼吸)的影响 |
| 2.3.5 施肥提高土下碳酸盐岩的溶蚀速率 |
| 2.4 讨论 |
| 2.4.1 短时间尺度降雨、降温对土壤CO_2的影响 |
| 2.4.2 岩溶作用对土壤剖面CO_2及δ~(13)C-CO_2的影响 |
| 2.4.3 土壤呼吸、土壤CO_2浓度呈夏秋高,冬春低的单峰型变化 |
| 2.4.4 模拟实验和自然林地状态下土壤碳循环强度的对比 |
| 2.4.5 施氮对土壤碳源汇的影响 |
| 2.5 本章小结 |
| 第三章 石灰土-地下水中氮对岩溶碳循环的影响机制 |
| 3.1 材料与方法 |
| 3.1.1 土壤物理化学性质样品的采集及测试 |
| 3.1.2 石灰土酸碱缓冲容量-酸碱滴定法 |
| 3.1.3 土壤CO_2浓度及其同位素测定 |
| 3.1.4 渗滤液的收集与测定 |
| 3.1.5 气象数据-安装气象站 |
| 3.1.6 数据分析 |
| 3.2 结果与分析 |
| 3.2.1 土壤碳酸钙、碱性阳离子含量降低 |
| 3.2.2 施氮改变了土壤酸碱缓冲能力 |
| 3.2.3 土壤碳酸盐溶蚀速率受多种因素影响 |
| 3.2.4 土壤渗滤液EC、NO~(3-)、Ca~(2+)、Mg~(2+)增加显着 |
| 3.2.5 施肥对土壤CO_2浓度及其同位素的影响 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 土壤产酸的速率和缓冲比例 |
| 3.3.2 土壤酸缓冲容量及阈值 |
| 3.3.3 无机氮浓度春季达到峰值、阳离子存在春季和夏季两个峰值 |
| 3.3.4 施氮提高了淋滤液中离子浓度 |
| 3.3.5 土壤中氮的转化及其影响下的碳酸盐溶蚀 |
| 3.3.6 渗漏液δ~(13)CDIC受控于土壤CO_2分压 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 流域尺度氮迁移及其参与岩溶碳循环的机制 |
| 4.1 研究点概况 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 取样点位置 |
| 4.2.2 样品的采集与分析 |
| 4.3 结果与分析 |
| 4.3.1 雨水水化学组成 |
| 4.3.2 地下河水化学及同位素特征 |
| 4.3.3 地下水离子来源特征 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 地下水NO_3~-主要来源于土壤氮和肥料中的铵 |
| 4.4.2 地下河人为来源的NO_3~-和SO_4~(2-) |
| 4.4.3 农业氮肥对碳酸盐岩的溶蚀 |
| 4.4.4 土壤中铵态氮转化和风化反应 |
| 4.4.5 低浓度硝化来源的NO_3~-输入促进碳酸的溶蚀 |
| 4.4.6 碳酸和硝酸溶蚀来源计算 |
| 4.4.7 漓江流域外源酸对碳酸盐岩的溶蚀 |
| 4.4.8 氮素参与的岩溶流域碳循环模式 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 结论与展望 |
| 5.1 主要结论 |
| 5.2 本研究的创新点 |
| 5.3 研究不足与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历 |
（9）典型岩溶地下水补给型水库碳埋藏机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.1.1 全球碳循环的重要性 |
| 1.1.1.1 岩溶碳循环在全球碳循环中的重要性 |
| 1.1.1.2 湖泊水库碳循环在全球碳循环中的重要贡献 |
| 1.1.2 国民经济的需要 |
| 1.1.3 我国广泛分布的岩溶水库对全球碳循环的贡献 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 全球碳循环研究进展 |
| 1.2.1.1 全球碳循环过程 |
| 1.2.1.2 不同碳库间估算值的不平衡 |
| 1.2.1.3 “剩余陆地汇”的不匹配 |
| 1.2.2 岩溶碳循环现状 |
| 1.2.2.1 岩溶碳循环对固碳储碳的优势 |
| 1.2.2.2 岩溶作用消耗CO2的量显着 |
| 1.2.3 湖泊水库碳循环进展 |
| 1.2.3.1 湖泊水库碳埋藏储量对全球碳循环的贡献 |
| 1.2.3.2 湖泊水库水文参数、气候变化和人类活动对碳埋藏量的影响 |
| 1.3 存在的科学问题 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究目标及内容 |
| 1.4.1.1 沉降作用下沉降颗粒物碳通量的季节变化和影响因素 |
| 1.4.1.2 分解和存储机制中表层沉积物有无机碳空间分布及碳 |
| 1.4.1.3 埋藏过程中沉积物碳通量的环境演化和影响 |
| 1.4.1.4 沉积物碳收支情况以及区域对比意义 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 第二章 研究区概况 |
| 2.1 地理位置 |
| 2.2 地质地貌 |
| 2.3 气象与水文 |
| 2.4 土壤和植被 |
| 第三章 样品采集与实验方法 |
| 3.1 沉降过程中的水中沉降颗粒物 |
| 3.1.1 样品采集 |
| 3.1.2 样品处理 |
| 3.1.2.1 TOC、TN、δ~(13)C和 δ~(15)N测定 |
| 3.1.2.2 TC测定 |
| 3.2 分解与储存过程中的表层沉积物 |
| 3.2.1 样品采集 |
| 3.2.2 样品处理 |
| 3.2.2.1 TOC、TN、δ~(13)C和 δ~(15)N测定 |
| 3.2.2.2 总碳浓度TC测定 |
| 3.2.2.3表层沉积物有机碳矿化实验 |
| 3.2.2.4 TP测定 |
| 3.3 埋藏过程中的柱状沉积物 |
| 3.3.1 样品采集 |
| 3.3.2 样品处理 |
| 3.3.2.1 年代测试 |
| 3.3.2.2 TOC、TN、δ~(13)C和 δ~(15)N测定 |
| 3.3.2.3 TC测定 |
| 3.3.2.4 TP测定 |
| 3.4 水库资料收集 |
| 3.5 数据处理 |
| 3.5.1 基于有机质来源的混合模型 |
| 3.5.2 沉降颗粒物的再悬浮分类方法模型 |
| 3.5.3 沉降颗粒物的有机碳沉降效率 |
| 3.5.4 表层沉积物的潜在矿化量计算模型 |
| 3.5.5 柱状沉积物定年模型 |
| 3.5.6 柱状沉积物有机碳累计速率、无机碳累计速率 |
| 3.5.7 数据处理及图片绘制等相关软件 |
| 第四章 沉降过程中有机碳来源、影响因素及通量研究 |
| 4.1 大龙洞水库水温、溶解氧的热分层现象和混合现象 |
| 4.2 大龙洞水库沉降颗粒物地球化学指标特征变化 |
| 4.3 大龙洞水库总沉降颗粒物通量和沉降颗粒物有机碳特征变化 |
| 4.4 大龙洞水库沉降颗粒物主要来源 |
| 4.5 大龙洞水库沉降颗粒物不同来源的影响因素和驱动机制 |
| 4.5.1 对藻类来源的影响因素 |
| 4.5.2 对再悬浮物来源的影响因素 |
| 4.5.3 对土壤来源的影响因素 |
| 4.5.4 对生活污水来源的影响因素 |
| 4.6 有机碳的净通量、沉降效率以及生物碳泵的影响 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 分解和储存过程中碳的空间分布及其影响因素研究 |
| 5.1 大龙洞水库表层沉积物无机碳来源与空间分布 |
| 5.1.1 表层沉积物无机碳含量空间分布 |
| 5.1.2 表层沉积物自生碳酸盐存在的可能性 |
| 5.1.3 表层沉积物无机碳的不同影响因素 |
| 5.1.3.1 水位升高和藻类共沉淀作用促进表层沉积物的存储 |
| 5.1.3.2 底层水体溶解氧、pH和温度升高促进表层沉积物无机碳分解 |
| 5.2 大龙洞水库表层沉积物有机碳来源及空间分布 |
| 5.2.1 表层沉积物有机碳地球化学指标的空间分布趋势 |
| 5.2.2 表层沉积物有机碳主要来源的空间分布 |
| 5.2.2.1 藻类来源的空间分布影响因素 |
| 5.2.2.2 土壤来源的空间分布影响因素 |
| 5.2.2.3 对生活污水来源的空间分布影响因素 |
| 5.2.2.4 对陆源植物来源的空间分布影响因素 |
| 5.3 大龙洞水库表层沉积物矿化分解过程 |
| 5.3.1 表层沉积物矿化CO_2释放量变化趋势 |
| 5.3.2 表层沉积物累积矿化量变化趋势 |
| 5.3.3 表层沉积物潜在矿化量变化趋势 |
| 5.3.4 表层沉积物潜在矿化量影响因素 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 沉积物埋藏过程中环境演化以及碳收支研究 |
| 6.1 沉积物年代序列的建立 |
| 6.2 柱状沉积物TOC、TIC、TN和 TP变化 |
| 6.3 建库以来大龙洞水库流域环境演化 |
| 6.3.1 下游柱状沉积物地球化学指标变化特征 |
| 6.3.2 柱状沉积物有机碳主要来源 |
| 6.3.3 大龙洞水库流域环境变化 |
| 6.3.3.1 气候因素 |
| 6.3.3.2 人类活动 |
| 6.3.4 岩溶地下水对柱状沉积物碳稳定同位素的影响 |
| 6.4 建库以来大龙洞水库有机碳、无机碳累积速率时空特征变化 |
| 6.4.1 柱状沉积物有机碳累积速率空间变化 |
| 6.4.2 柱状沉积物有机碳累积速率时间变化 |
| 6.4.3 柱状沉积物无机碳累积速率空间变化 |
| 6.4.4 柱状沉积物无机碳累积速率时间变化 |
| 6.5 大龙洞水库沉积物碳埋藏与区域内其他湖泊水库的对比 |
| 6.6 基于柱状沉积物和其他收集的数据获得的大龙洞水库碳收支 |
| 6.7 小结 |
| 结论和展望 |
| 主要结论 |
| 特色与创新之处 |
| 存在的问题和展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简历及攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 个人简历 |
| 攻读博士学位期间参与的科研项目 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
| 第一作者发表的论文 |
| 第一发明人的授权专利 |
| 与他人合作发表的论文 |
（10）水分变化对东北黑土氮素转化及微生物性状的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 文献综述 |
| 1.1 土壤微生物概况 |
| 1.2 N_2O排放现状及其危害 |
| 1.3 影响土壤氮素转化及N_2O产排的作用机理 |
| 1.3.1 硝化作用 |
| 1.3.2 反硝化作用 |
| 1.3.3 其他作用过程 |
| 1.4 影响土壤氮素转化以及N_2O产排的因素 |
| 1.4.1 土壤含水量 |
| 1.4.2 土壤温度 |
| 1.4.3 土壤质地类型 |
| 1.4.4 土壤氮素含量 |
| 1.4.5 土壤碳循环及有机质 |
| 1.4.6 土壤pH |
| 1.4.7 其他因素 |
| 1.5 影响土壤氮素转化以及N_2O产排的相关微生物因素 |
| 1.5.1 硝化微生物 |
| 1.5.2 反硝化微生物 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 土壤样品的采集与处理 |
| 2.2 土壤基本性质分析 |
| 2.2.1 土壤含水量的测定 |
| 2.2.2 土壤NH_4~+和NO_3~-浓度的测定 |
| 2.2.3 土壤N_2O、CO_2排放通量的测定与计算 |
| 2.3 分子生物学分析 |
| 2.3.1 土壤微生物DNA的提取 |
| 2.3.2 实时荧光定量PCR |
| 2.3.3 16S rRNA基因Miseq高通量测序 |
| 2.4 数据统计分析作图 |
| 第三章 不同含水量下黑土氮素转化及微生物变化 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 材料与方法 |
| 3.2.1 供试土壤培养 |
| 3.2.2 实验设计 |
| 3.3 结果与讨论 |
| 3.3.1 不同水分对NH_4~+-N和NO_3~--N含量的影响 |
| 3.3.2 不同水分对N_2O、CO_2产排的影响 |
| 3.3.3 不同水分对硝化反硝化微生物功能基因拷贝数的影响 |
| 3.3.4 不同水分对硝化反硝化微生物种群的影响 |
| 本章小结 |
| 第四章 气体抑制法研究土壤氮素转化及微生物变化 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 材料与方法 |
| 4.2.1 供试土壤培养 |
| 4.2.2 实验设计 |
| 4.3 结果与讨论 |
| 4.3.1 不同气体条件下NH_4~+-N和 NO_3~--N含量变化 |
| 4.3.2 不同气体条件下N_2O、CO_2产排 |
| 4.3.3 不同气体条件硝化反硝化微生物功能基因拷贝数 |
| 本章小结 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 攻读硕士学位期间发表的学术论文 |
| 致谢 |
四、大气中CO_2含量增多与环境问题的探讨（论文参考文献）
- [1]不同CO2浓度升高水平对稻田CH4排放的影响及机理研究[D]. 王圆媛. 南京信息工程大学, 2021
- [2]中学生“氧循环”跨学科理解的测查研究[D]. 宋琳. 山东师范大学, 2021(12)
- [3]水体中不同无机氮源对微藻生长及温室气体产生与排放的影响[D]. 黄海燕. 西北农林科技大学, 2021(01)
- [4]CO2储存过程多因素影响的数值模拟研究 ——以鄂尔多斯盆地石千峰组为例[D]. 靖晶. 中国地质大学, 2021(02)
- [5]古气候演化特征、驱动与反馈及对现代气候变化研究的启示意义[J]. 任国玉,姜大膀,燕青. 第四纪研究, 2021(03)
- [6]中晚全新世黄土高原气候变化与文化演化关系 ——以六盘山天池、苟池为例[D]. 张欢. 兰州大学, 2021(09)
- [7]CO2分压和降雨量对岩溶演化影响的数值模拟分析[D]. 邸爱莉. 中国地质大学(北京), 2020(04)
- [8]漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制[D]. 黄芬. 中国地质科学院, 2020(01)
- [9]典型岩溶地下水补给型水库碳埋藏机制研究[D]. 黄思宇. 中国地质科学院, 2020
- [10]水分变化对东北黑土氮素转化及微生物性状的影响[D]. 王蕾. 大连交通大学, 2020(06)