一、青藏高原高寒灌丛生长季和非生长季CO_2通量分析（论文文献综述）
贺慧丹,李红琴,符义稳,祝景彬,张法伟,杨永胜,王春雨,罗方林,李英年[1]（2022）在《祁连山南麓高寒灌丛生态系统生长季CO2通量动态年际特征及环境驱动》文中指出高寒生态系统对全球碳循环发挥着至关重要的作用,然而对高寒生态系统长时间尺度上碳平衡动态及驱动机制的研究仍相对薄弱.本文以青藏高原东北部高寒金露梅灌丛为研究对象,分析了基于涡度相关系统观测的高寒灌丛2003～2016年生长季（5～9月）CO2通量动态及影响机制.结果表明,总初级生产力（gross primary production,GPP）和生态系统呼吸（ecosystem respiration, Re）呈先增加后降低的单峰趋势,净生态系统CO2交换（net ecosystem exchange, NEE）呈先下降后上升的"V"型变化趋势.高寒灌丛整个生长季总NEE、GPP和Re平均值分别为-143.8±30.5、509.0±65.1和365.2±34.6 g Cm-2,表现为碳汇.在月尺度,分类回归树分析（classification and regression trees,CART）表明,生长季积温（aggregated growing season degree days, GDD）是月GPP和月NEE的最重要控制因素,而土壤温度（soil temperature, Ts）是月Re的最主要控制因素.线性回归分析表明,高寒灌丛生长季的热量条件（GDD、Ta和Ts）是CO2通量动态变化的关键控制因素.在年际尺度上,生长季总CO2通量主要受到土壤含水量（soil water content, SWC）和GDD的影响.生长季GDD与GPP呈显着正相关（P<0.05）,与生长季NEE呈显着负相关（P<0.05）,但生长季GDD与Re没有显着相关性（P<0.05）,说明高寒灌丛生态系统的生长季GPP相较于Re对温度的响应更加敏感.该结果对预测高寒灌丛生态系统碳平衡对未来气候变化的响应具有重要参考价值.
吴祥文[2]（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》文中提出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。
杨圆圆[3]（2021）在《基于遥感技术的若尔盖湿地甲烷时空变化及气候影响研究》文中认为湿地是甲烷（Methane,CH4）排放的最大自然来源,其CH4排放量占全球CH4排放总量的30%至50%,湿地CH4排放的波动可以解释70%的大气CH4浓度年际异常变化。北半球中高纬度地区泥炭地一直被认为是全球湿地CH4排放的最重要来源。在全球变暖的影响下,北半球中高纬度地区冻土层不断融化,冻土融化会释放出大量的CH4,进而加剧气候变化,气候变化反过来又会改变湿地CH4排放的强度及空间分布。因此,对湿地大气CH4浓度时空特征及影响因素分析,可以为预测未来气候变化对湿地CH4浓度的影响极其反馈机制提供数据支撑和理论依据。若尔盖高原地处青藏高原东部边缘,高原海拔高度在2400～5000 m,平均海拔约为3500 m。若尔盖湿地位于若尔盖高原范围内,湿地面积约为4600 km2,包含了全国40%的泥炭存储量,是青藏高原高寒生态系统的代表,同时也是世界上面积最大的高原泥炭沼泽湿地。因此,对若尔盖泥炭沼泽湿地大气CH4的观测研究,将有助于更好地了解青藏高原地区高寒泥炭地的CH4排放动态及其对全球变化的响应和影响。主要研究工作及成果如下:（1）揭示了若尔盖湿地CH4浓度时空分布特征。传统湿地CH4浓度时空分布特征的分析主要集中在对不同类型湿地CH4浓度时空分布的研究上。本文从定性和定量两方面出发,利用低分辨率AIRS（Atmospheric Infrared Sounder）卫星观测资料分析了2002～2018年若尔盖湿地CH4浓度的时空分布特征。结果发现,2002～2018年,若尔盖湿地CH4年平均浓度从1846.024 ppb（parts per billion）增加到1909.720 ppb,增长率为5.306 ppb/年。在A1（34°～35°N,101°～102°E）和A4（33°～34°N,101°～102°E）区域,CH4浓度增幅最大,而在A9（32°～33°N,103°～104°E）区域,CH4浓度增幅最小。若尔盖湿地CH4浓度随着纬度的增加逐渐减少,在经度上随植被分布的变化而变化。该结论可为今后估算小尺度条件下湿地CH4排放提供借鉴。（2）揭示了湿地生长季和非生长季CH4排放特征。本文利用最新的TROPOMI（Tropospheric Monitoring Instrument）卫星观测资料分析了2018年11月至2021年2月A5（33°～34°N,102°～103°E）区域CH4浓度的时空分布特征。结果表明,2018～2021年,A5区域无论在生长季还是非生长季,都表现为较强的大气CH4源,非生长季排放对年度源的贡献大于生长季排放。温度的变化、土壤冻结和融化过程以及土壤湿度的动态变化过程等共同导致A5区域CH4浓度在生长季和非生长季之间的差异。该结论可为今后估算非生长季湿地CH4排放提供数据支撑。（3）将BFAST（Breaks for Additive and Seasonal Trend）算法引入到CH4时序数据分析中,寻找时序CH4数据发生突变的点,并解释突变点发生的原因。利用AIRS遥感数据和BFAST算法分析了2002～2018年若尔盖湿地CH4动态变化。采用BFAST算法对时序CH4数据进行分解,在4个区域中共检测到7个突变点。通过建立气温与土壤温度、气温与土壤湿度之间的显着相关关系,得到在长时间尺度上,极端温度是导致若尔盖湿地CH4浓度发生突变的原因。（4）量化极端事件发生前后A5区域CH4浓度及变化,分析极端事件对A5区域CH4浓度的影响。利用TROPOMI观测数据,分析2019～2020年极端事件发生前后A5区域CH4浓度变化特征。结果表明,极端事件（极端降雨和极端温度）会对A5区域CH4浓度产生影响,且不同极端事件对CH4浓度产生的影响存在一定差异。极端降雨增加和极端温度升高会加快土壤中CH4产生的速率,而极端温度下降会减慢土壤中产甲烷菌的活性,最终对大气CH4浓度产生抑制作用。极端降雨对大气CH4浓度的影响是实时的,且作用时间较长,而极端温度对大气CH4浓度的影响具有一定的延迟,同时作用时间相对较短。当极端降雨增加和极端温度降低同时发生时,极端降雨增加对A5区域大气CH4浓度的影响大于极端温度降低对A5区域大气CH4浓度的影响。
祝景彬,贺慧丹,李红琴,张法伟,李英年,杨永胜,张光茹,王春雨,罗方林[4]（2021）在《祁连山南麓高寒灌丛GPP变化特征及对生长季积温的响应》文中进行了进一步梳理全球气候变化背景下气温逐渐升高,将会对陆地生态系统碳循环产生重要影响。研究利用2003-2016年的涡度相关系统观测资料,研究了祁连山南麓高寒灌丛生长季（5月-9月）总初级生产力（gross primary productivity, GPP）在不同时间尺度上对生长季有效积温（growing season degree days, GDD）的响应,对于研究气候变暖对高寒生态系统碳循环的影响有重要意义。结果表明:高寒灌丛生态系统在生长季的月GPP、GDD都表现为先增大后减小的单峰变化趋势,都在7月或8月达到峰值,在5月达到最小值。在整个生长季尺度上,GPP与GDD具有较高变异性,但整体上表现为逐渐增加的趋势（P <0.05）。2003-2016年整个生长季GPP与GDD的均值分别为507.11 g·m-2和975.93℃。在月尺度和生长季尺度上,GPP与GDD都呈显着正相关关系（P <0.05）。但是,通过比较生长季每个月GPP与GDD的关系发现,5、9月的GPP与GDD没有显着相关性（P> 0.05）,而在7月相关性最为显着（P <0.01）。整体上看,高寒灌丛生态系统植被的总初级生产力与热量条件表现为正相关关系,由此说明在全球气候变暖的背景下,青藏高原高寒灌丛生态系统植被的光合生产能力将会提高。
祝景彬,贺慧丹,李红琴,张法伟,李英年,杨永胜,张光茹,王春雨,罗方林[5]（2020）在《青藏高原高寒灌丛2003—2016年生长季的不同月份CO2通量对气温日较差的响应》文中认为全球气候变化引起的气温日较差（ADT）减小,将会对高寒生态系统的碳平衡造成深刻影响。基于涡度相关系统,利用2003—2016年的涡度相关系统观测资料,做了青藏高原高寒灌丛在生长季（6—9月）不同月份的ADT对CO2通量影响的研究。结果表明:2003—2016年的生长季中,最高气温（MaxTa）和最低气温（MinTa）呈先升高后降低的单峰变化趋势,ADT没有呈现明显的变化趋势。逐日总初级生产力（GPP）和生态系统呼吸（Re）呈先增加后降低的单峰趋势,逐日净生态系统CO2交换（NEE）呈先下降后上升的"V"型变化趋势。高寒灌丛在生长季为碳汇,整个生长季总NEE、GPP和Re平均值分别为（-161.2±30.1）、（501.9±60.2）、（340.7±54.4） gCm-2。在高寒灌丛生长季（6—9月）的每个月份,MaxTa、MinTa和ADT分别是GPP（P<0.001）、Re（P<0.001）和NEE（P<0.01）变化的主要控制因子。高寒灌丛的ADT的增大有利于生态系统的碳固持,暗示在未来气候变化背景下ADT的减小将会削弱高寒灌丛生态系统的碳汇能力。
李文[6]（2020）在《围封对祁连山东段高寒灌草交错系统碳交换的影响》文中认为祁连山是我国西部重要生态安全屏障,是黄河及内陆河流域重要水源产流地,对维护河西走廊绿洲生态系统的平衡和遏制荒漠化有着不可替代的作用。高寒灌丛是祁连山的优势植被类型,具有碳储存和水源涵养等重要生态服务功能。灌草交错区既是高生物多样性的出现区和边缘效应的表达区,又是放大外界干扰信号的特殊响应区,是敏感响应人为干扰和预测气候变化的理想研究区。在气候变化和人为干扰的双重影响下,高寒灌丛退化严重,这不仅影响当地经济发展,甚至威胁着区域生态安全。围栏封育是草地管理的基本方式,也是应用最广泛的退化草地生态恢复途径。围封可能通过影响草地碳交换过程的各个途径,进而影响草地固碳功能,深入理解围封对草地生态系统碳交换的作用与调控机制,对恢复和提高草地生态服务功能有重要的理论价值与实践指导作用。此外,祁连山国家公园对灌丛草地是延续传统放牧利用还是作为重要的碳库和水源涵养林进行围封保护,仍缺少固碳功能等相关基础科学数据的支撑。因此,本研究以灌草交错区的特殊灌草系统为对象,从碳通量和碳库两个角度,研究为期4-5年的围栏封育对祁连山轻度和重度退化高寒灌草交错系统各生态区（草甸区、交错区和灌丛区）碳交换的影响,揭示围封作用于退化高寒灌草交错系统碳交换的作用机制。主要结果如下:（1）围封显着提高了轻度和重度退化灌草交错区系统各生态区草本和灌木植物的高度、盖度、凋落物生物量、地上和地下生物量,以及土壤含水量、有机碳、全氮、全磷、速效氮、速效磷、速效钾、硝态氮和铵态氮含量,围封对重度退化高寒灌草交错系统植被和土壤的恢复效果比轻度退化的恢复效果更好。（2）在整个生长期（5-10月）,高寒灌草交错系统各生态区碳输入（总初级生产力）均呈先增后降的单峰型变化趋势,在7月最高。围封显着提高了轻度和重度退化各生态区的碳输入。生长季平均总初级生产力在轻度退化围栏内草甸区、交错区和灌丛区较围栏外分别提高了9.2%-9.4%、10.0%-17.1%和8.0%-12.1%,而在重度退化围栏内较围栏外分别提高了21.4%-30.3%、23.3%-28.7%和25.3%-27.8%。结构方程模式分析表明,土壤化学性是影响高寒灌草交错系统总初级生产力的最主要因素。（3）在整个生长季,高寒灌草交错系统各生态区碳输出均呈先增后降的变化趋势,在7月最高。围封显着提高了轻度和重度退化高寒灌草交错系统各生态区碳输出,围封后重度退化高寒灌草交错系统碳输出提高的幅度更大。结构方程模型分析表明,土壤物理性质是影响高寒灌草交错系统草甸区和交错区碳输出的最主要因素,而土壤化学性质是影响高寒灌草交错系统灌丛区碳输出的最主要因素。（4）在生长期内高寒灌草交错系统的碳汇强度呈先增后降的单峰型变化趋势,在7月碳汇强度最高。整个生长期内,轻度和重度退化高寒灌草交错系统都属于碳汇,轻度退化灌草交错系统的草甸区、交错区和灌丛区净生态系统CO2交换量分别为4.7-4.9μmol·m-2·s-1,4.9-5.0μmol·m-2·s-1和5.5-5.7μmol·m-2·s-1,重度退化高寒灌草交错系统草甸区、交错区和灌丛区的净生态系统CO2交换量分别为4.0-4.1μmol·m-2·s-1,4.3-4.4μmol·m-2·s-1和4.7-5.0μmol·m-2·s-1。围封显着提高了轻度和重度退化高寒灌草交错系统生长季的碳汇强度,围封后重度退化高寒灌草交错系统碳汇增加的幅度更大。此外,灌丛区的碳汇能力显着高于交错区和草甸区的碳汇能力。结构方程模型分析表明,土壤化学性质是影响高寒灌草交错系统碳交换的最主要因素。（5）围封显着提高了重度退化高寒灌草交错系统植被、0-30 cm层土壤和生态系统有机碳库储量。但围封仅显着提高了轻度退化灌草交错系统草甸区植被、0-30 cm层土壤和生态系统有机碳库储量。围封后重度退化灌草交错系统草甸区、交错区和灌丛区有机碳库储量分别提高了16.9%-18.5%、10.3%-13.0%和16.0%-18.1%。轻度退化灌草交错系统草甸区有机碳库储量提高了12.2%-16.0%。此外,高寒灌草交错系统灌丛区生态系统有机碳库储量显着高于草甸区和交错区生态系统有机碳库储量。综上,尽管为期4-5年的围栏封育能够有效恢复轻度和重度退化高寒灌草交错系统植被和土壤,并提高固碳功能和有机碳库储量,围封对重度退化高寒灌草交错系统的恢复效果更好。此外,综合考虑草地资源的有效利用、植被更新及牧区经济发展等问题,在未来高寒灌丛草地管理及祁连山国家公园功能区划时,可优先选择性的对重度退化高寒灌丛草地实施围封措施,以让其休养生息,恢复生态和生产功能,而对于轻度退化高寒灌丛,可以维持原有的放牧模式,或适当降低放牧强度,以让其维持或逐步提高生态和生产功能。
罗文蓉[7]（2020）在《气候变化对藏北高寒草甸CO2净交换影响的模拟与预测》文中提出生态系统碳循环受气候变化强烈影响,同时在全球气候变化中发挥重要的调节功能。藏北高寒草甸生态系统是青藏高原最重要的生态系统,对气候变化响应极为敏感,其土壤碳储量高,碳汇潜力强,在碳平衡中发挥重要作用,对植被和大气界面间CO2交换也具有显着贡献,但其CO2净交换（NEE）响应气候变化的模型模拟研究仍较为缺乏。因此,为了科学评估高寒草甸源汇贡献,揭示生长季和非生长季NEE对气候变化的差异性响应,本研究基于Daycent模型,以藏北高寒草甸为研究对象,模拟分析1971-2017年藏北高寒草甸NEE变化,探讨高寒草甸NEE对气候变化的响应与适应过程,并模拟未来（2020-2099年）不同气候变化情景下,高寒草甸碳收支格局动态变化趋势。主要结论如下:（1）Daycent模型适用于模拟高寒草甸NEE动态变化。通过藏北那曲站点2012-2017年高寒草甸NEE通量数据对Daycent模型的校验和验证表明,模拟值和实测值保持了较高的一致性,R2值在0.62-0.91之间,RMSE值范围为0.32-0.74 gC·m-2;比较不同季节模拟效果,发现生长季NEE的模拟效果（R2=0.35）优于非生长季（R2=0.12）。（2）1971-2017年,藏北那曲气温呈显着上升趋势（p<0.05）。年平均气温每十年上升0.5°C（R2=0.69）,非生长季增温较生长季更为强烈,其平均气温增速分别为0.6°C/10a（R2=0.58）和0.4°C/10a（R2=0.62）。年降水量为446.6 mm,且89%的降水集中在生长季,降水量年际和季节性波动较大,无显着变化趋势。藏北高寒草甸表现为弱碳汇。年NEE为2.7±2.8 gC·m-2,其中生长季为CO2净吸收,为119.2 gC·m-2,非生长季为CO2净排放,为116.5 gC·m-2,NEE年际和季节性波动较大,无显着变化趋势。（3）未来气候情景下,藏北气候呈暖湿化趋势。以1971-2017年实测气候数据为基准,2020-2099年RCP4.5和RCP8.5情景下气温和降水量均显着升高（p<0.05）。其中RCP8.5情景下增速较快,年平均气温较基准时段的-0.6°C升至2.2°C,同期年降水量由446.6 mm增至598.5 mm,非生长季平均气温升温率（0.8°C/10a）较生长季（0.7°C/10a）更快,生长季降水量增速（24.6mm/10a）大于非生长季（5.1 mm/10a）。未来情景下藏北高寒草甸表现碳汇功能。相对于基准时段,RCP8.5情景下年NEE显着升高为10.6±1.7 gC·m-2,生长季NEE显着升高为129.0 gC·m-2（p<0.05）,而两情景下非生长季NEE均无显着变化（p>0.05）。在生长季NEE呈显着增加,非生长季NEE呈显着降低趋势（p<0.05）的情况下,NEE年际波动较大,无显着变化趋势。因而,在未来暖湿化情景下,高寒草甸生态系统碳汇将增强,且主要表现为生长季固碳能力增强。综上,在当前藏北气候变暖情况下,高寒草甸呈碳汇,而在未来气候暖湿化趋势下,高寒草甸碳汇功能将增强。藏北高寒草甸NEE对气候变化的响应具有明显的季节性,虽然非生长季增温幅度显着高于生长季,但非生长季NEE在未来气候变化情景下无显着变化;而生长季气温相对较高降水充沛,暖湿化趋势使高寒草甸碳汇功能明显加强。由此可见,高寒草甸适应能力较强,能充分利用暖湿气候情景下有利的生长季水热条件,促进碳吸收增加。
李倩倩[8]（2020）在《涡度相关技术在希拉穆仁荒漠草原碳通量观测中的应用》文中研究指明2019年6-12月,基于涡度相关技术获取的希拉穆仁荒漠草原的CO2通量数据和气象数据,结合草原生长不同时期的生物量调查数据,分析CO2通量的日变化和季节变化特征以及影响CO2通量的相关因子,探究试验区的碳源汇特征,进而为完善该地区碳循环特点提供理论基础。主要结论如下:1.日间CO2通量总体上呈“U”型曲线。典型日内,日间开始约1小时后,生态系统开始吸收CO2,吸收能力不断加强,直到15:00之后,生态系统吸收CO2能力减弱,通量值逐渐增大。在6-9月夜间,通量值在峰值出现后逐渐减小。2.随着生长季延长,日间CO2通量总值逐渐减小,8月份达到最小（-9.55gCO2m-2）,后又增大;夜间CO2通量总值逐渐增大,8月份达到最大（6.03gCO2m-2）,后又减小。3.整个生长季,研究区CO2日通量基本上全为负值,表现为碳汇。从10月中旬到12月,CO2日通量全为正值,表现为碳源。观测期共214天,在此期间草原表现为碳汇,单位面积吸收141.15gCO2m-2。4.在生长季和非生长季,CO2通量与温度、潜热通量、感热通量、饱和水汽压差均呈负相关关系（p<0.01）,与相对湿度呈正相关关系（p<0.01）。CO2通量与地上生物量呈显着负相关（p<0.01）,与地表枯落物无显着关系。5.6-12月通量贡献区范围分别在距离塔的10～248m、11～262m、12～206m、13～277m、10～295m、12～167m、12～138m,观测期内盛行风向在180°-270°,风向会影响通量贡献区的足迹。
王乐[9]（2020）在《气候变化和人工灌丛对荒漠草原生态系统碳循环的影响》文中进行了进一步梳理气候和土地利用变化会影响陆地生态系统的物质和能量循环过程,人类活动引起的全球性地球变绿（Globalgreening）已成为当前的研究热点,中国生态治理中的大面积植树造林是其驱动因素之一,但这种变绿背景的陆地生态系统碳水循环反馈机制尚需深入研究。盐池荒漠草原生态系统在人为生态治理过程中极大地改变了其植被结构和功能,同时也在经历着全球气候变化的过程的影响,这势必对荒漠草原这一地带性生态系统类型的碳循环产生深远影响。而研究气候变化与人工锦鸡儿属灌木（柠条）种植对荒漠草原生态系统碳储量和碳交换的影响,不仅能够揭示这一背景下的陆地生态系统碳水循环响应机制,还能为区域生态治理提供科学依据。基于此,本论文利用生态系统过程模型模拟和涡度协方差相关技术观测等方法,在长时间序列上探究盐池荒漠草原生态系统在气候变化及灌丛种植背景下的碳储量与碳交换变化规律,研究所得主要结果如下:（1）基于1958—2017年的气象资料,结合气候情景模拟和Biome-BGC生态系统过程模型,对不同气候变化情景下的荒漠草原碳储量进行了模拟。在4种气候情景下,盐池荒漠草原生态系统年均总碳储量在2.3208—2.3652 kg/m2,土壤碳储量占总碳储量比重最高,其次是枯落物碳储量,植被碳储量。植被碳储量年际波动较为显着,且与同期降雨量的波动一致,总碳储量呈波动性上升趋势。单独的气温升高会导致各类型碳储量的略微降低,而单独降水波动增加会导致各类型碳储量的明显增高,二者综合作用会导致碳储量的升高;枯落物碳储量对气候变化的响应最敏感,其次是植被碳储量,土壤碳储量对气候变化的响应敏感度最低。（2）利用Logistic生长模型模拟人工柠条灌丛在荒漠草原的生长过程,再利用生长过程和Biome-BGC模型来模拟人工灌丛化对荒漠草原碳储量的影响。结果表明,荒漠草原种植人工灌丛后,生态系统植被碳储量由原来的0.0524 kg/m2提升至0.3143 kg/m2,枯落物碳储量由0.0727 kg/m2增加至0.1278 kg/m2,土壤碳储量历经60 a升高至1.9634 kg/m2,总碳储量增加至2.4055 kg/m2。枯落物和植被碳储量占总碳储量的比例由6.04%升高至18.38%,土壤碳储量占比由93.96%下降至81.62%。可见,人工灌丛的种植不仅会提高荒漠草原的碳储量,而且会改变各个碳储量的组分比例。（3）利用2017年盐池野外通量站的开路涡度相关数据,研究了种植人工灌丛的荒漠草原地区生态系统尺度碳交换特征。结果表明,该生态系统的碳通量日变化呈现“单峰形态”,自上午8:00—下午6:00内呈现碳汇作用,在夜间表现为碳源;年内碳通量呈现出明显的季节变化特征,在5月—9月生长季中具有显着的碳汇作用,而非生长季生态系统与大期间的碳交换非常微弱;生态系统与大气之间的全年净生态系统交换（NEE）为-156.97g.C/m2,即表现出较强的碳汇特征。（4）基于2019年在草地和柠条灌丛的土壤呼吸对比试验,研究了人工灌丛化对荒漠草原土壤—大气间碳交换的影响。结果表明,草地和柠条灌丛的土壤呼吸在日内均呈现“单”峰形态,即它们均与日内气温变化一致,但同一时刻柠条灌丛的土壤呼吸大于草地土壤呼吸,且二者之间存在显着差异。草地土壤呼吸在生长季内峰值是1.8515 μmol/m2.s,柠条灌丛下土壤呼吸的峰值是2.2872μmol/m2·s。由此可见,人工灌丛的种植会加速荒漠草原土壤呼吸速率,加快土壤—大气间的碳交换。
赵河聚[10]（2020）在《高寒沙区生物土壤结皮-土壤系统碳收支对模拟增温的响应》文中指出生物土壤结皮是高寒沙区重要的地表覆盖类型,在防风固沙、生态恢复等方面具有重要的意义。但有关增温对高寒地区生物土壤结皮-土壤系统碳收支影响的研究较为匮乏,不能很好地反映高寒生态系统中生物土壤结皮对气候变化的响应。本研究以青海共和盆地人工植被恢复区广泛发育的苔藓和藻类结皮为研究对象,采用被动式增温装置OTC进行模拟增温,观测增温条件下两类结皮-土壤系统碳收支的日、月动态变化,探讨增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支量和敏感性的影响。主要结论如下:（1）苔藓和藻类结皮-土壤系统的碳释放速率与净碳释放速率日动态均呈“单峰”曲线,碳释放速率日峰值出现在13:00左右,净碳释放速率日峰值出现在14:00左右,结皮的存在使土壤碳释放速率的日峰值出现时间提前2 h左右;碳固定速率日动态呈“双峰”曲线,峰值出现在11:00和20:00左右。各组分（碳释放速率、碳固定速率和净碳释放速率）月动态均呈“单峰”曲线,最大值出现在8月左右,最小值出现在1月左右。（2）增温未改变苔藓和藻类结皮-土壤系统各组分碳的日动态和月动态规律,但峰值和出现时间发生改变。相对干旱情况下,适度增温,各组分日峰值出现时间提前,且峰值增大,各组分碳的生长季平均值增大;过高幅度增温,各组分日峰值出现时间也提前,但峰值减小,各组分碳的生长季平均值也减小,但均大于未增温处理。相对湿润情况下,增温使两类结皮-土壤系统碳释放速率和碳固定速率日峰值出现时间延后,且峰值增大,但净碳释放速率日峰值减小,各组分碳的生长季平均值均增大。（3）生物土壤结皮的存在降低了生长季土壤碳释放的温度敏感性,裸地、苔藓和藻类结皮-土壤系统的Q10值波动范围分别为1.47～2.62、1.29～2.10和1.34～2.13。增温使两类结皮-土壤系统的温度敏感性发生变化。相对干旱情况下,增温降低了其温度敏感性,增温幅度越高,Q10值越小;相对湿润情况下,增温提高了其温度敏感性,增温幅度越高,Q10值越大。长期增温能够降低生物土壤结皮-土壤系统碳释放生长季温度敏感性,产生适应性改变。（4）生物土壤结皮的发育增大了土壤碳释放与碳固定,增强了土壤与大气间碳交换的“源”效应。増温促进了碳“源”效应,相对干旱情况下,增温幅度越高,促进效果越弱;相对湿润情况下,增温幅度越高,促进效果越强。
二、青藏高原高寒灌丛生长季和非生长季CO_2通量分析（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、青藏高原高寒灌丛生长季和非生长季CO_2通量分析（论文提纲范文）
（1）祁连山南麓高寒灌丛生态系统生长季CO2通量动态年际特征及环境驱动（论文提纲范文）
| 1 材料与方法 |
| 1.1 试验地概况 |
| 1.2 研究材料及分析方法 |
| 1.2.1 通量和相关监测 |
| 1.2.2 数据处理和插补 |
| 1.2.3 数据分析 |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 高寒灌丛在生长季的气候因子变化特征 |
| 2.2 高寒灌丛在生长季的CO2通量变化特征 |
| 2.3 月尺度上的气候因子对CO2通量的影响 |
| 2.4 年际尺度上的气候因子对CO2通量的影响 |
| 3 讨论 |
| 3.1 月GPP的环境驱动 |
| 3.2 月Re的环境驱动 |
| 3.3 月NEE的环境驱动 |
| 3.4 年际尺度CO2通量的环境驱动 |
| 4 结论 |
（2）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 |
（3）基于遥感技术的若尔盖湿地甲烷时空变化及气候影响研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 本文的主要贡献与创新 |
| 1.4 本论文的结构安排 |
| 第二章 研究区概况及数据准备 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 地理位置及地貌特征 |
| 2.1.2 气候和水文条件 |
| 2.1.3 植被特征 |
| 2.1.4 土壤条件 |
| 2.2 数据 |
| 2.2.1 地面数据 |
| 2.2.2 遥感数据 |
| 2.3 本章小结 |
| 第三章 若尔盖湿地CH4 浓度时空变化分析 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 影响湿地CH_4总排放量的环境因素 |
| 3.2.1 水文条件 |
| 3.2.2 植被条件 |
| 3.2.3 温度条件 |
| 3.3 A_1~A_9区域大气CH_4浓度变化特征 |
| 3.4 若尔盖湿地大气CH_4浓度变化特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 若尔盖湿地CH4 浓度突变及气象影响分析 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 BFAST算法 |
| 4.2.1 分解模型 |
| 4.2.2 迭代检测时间序列的变化 |
| 4.2.3 h参数的影响 |
| 4.3 结果及分析 |
| 4.3.1 若尔盖湿地大气CH_4浓度分解结果 |
| 4.3.2 h参数对分解结果的影响 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 极端温度对突变点的影响 |
| 4.4.2 东西部大气CH_4浓度分布差异 |
| 4.4.3 随机误差对CH_4时序分解的影响 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 A5 区域CH4 浓度时空变化及气象影响分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 环境条件 |
| 5.3 A_5区域大气CH_4时空分布特征 |
| 5.3.1 A_5区域大气CH_4时间分布特征 |
| 5.3.2 A_5区域大气CH_4空间分布特征 |
| 5.4 A_5区域大气CH_4浓度变化及影响因素 |
| 5.4.1 极端降雨对A_5区域大气CH_4浓度变化的影响 |
| 5.4.2 极端温度对A_5区域大气CH_4浓度变化的影响 |
| 5.4.3 极端降雨和极端温度对A_5区域大气CH_4浓度变化的影响 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 全文总结 |
| 6.2 后续工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间取得的成果 |
（5）青藏高原高寒灌丛2003—2016年生长季的不同月份CO2通量对气温日较差的响应（论文提纲范文）
| 1 材料与方法 |
| 1.1 试验地概况 |
| 1.2 研究材料及分析方法 |
| 1.2.1 通量和相关监测 |
| 1.2.2 数据处理和插补 |
| 2 结果与分析 |
| 2.1 高寒灌丛在生长季日较差的变化特征 |
| 2.2 高寒灌丛在生长季CO2通量的变化特征 |
| 2.3 高寒灌丛在生长季的不同月份日较差对CO2通量的影响 |
| 3 讨论 |
| 4 结论 |
（6）围封对祁连山东段高寒灌草交错系统碳交换的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| SUMMARY |
| 缩略词表 |
| 第1章 文献综述 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状与分析 |
| 1.2.1 围封对灌草交错系统植被和土壤特征的影响 |
| 1.2.2 围封对灌草交错系统生态系统呼吸的影响 |
| 1.2.3 围封对灌草交错系统净碳交换量的影响 |
| 1.2.4 围封对灌草交错系统碳储量的影响 |
| 1.3 科学问题的提出 |
| 1.4 研究目的和意义 |
| 1.5 研究内容 |
| 1.6 技术路线 |
| 第2章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 试验设计 |
| 2.3 取样方法和测定指标 |
| 2.3.1 植被调查及取样 |
| 2.3.2 土壤取样及分析 |
| 2.3.3 生态系统CO2通量测定 |
| 2.3.4 净生态系统CO2交换量测定 |
| 2.4 数据分析 |
| 2.4.1 植物群落多样性指数计算 |
| 2.4.2 碳储量计算 |
| 第3章 围封对祁连山高寒灌草交错系统植被和土壤特征的影响 |
| 3.1 .结果分析 |
| 3.1.1 植被特征变化 |
| 3.1.1.1 草本和灌木植物高度变化 |
| 3.1.1.2 草本和灌木植物盖度变化 |
| 3.1.1.3 草本和灌木植物地上、地下生物量变化 |
| 3.1.1.4 草本和灌木植物多样性变化 |
| 3.1.2 土壤物理性质变化 |
| 3.1.2.1 土壤容重、紧实度和含水量变化 |
| 3.1.2.2 土壤团聚体变化 |
| 3.1.3 土壤化学性质变化 |
| 3.1.3.1 土壤有机碳含量变化 |
| 3.1.3.2 土壤全氮、全磷和全钾含量变化 |
| 3.1.3.3 土壤速效氮、速效磷和速效钾含量变化 |
| 3.1.3.4 土壤硝态氮和铵态氮含量变化 |
| 3.1.4 土壤生物特性变化 |
| 3.1.4.1 土壤微生物量碳、氮变化 |
| 3.1.4.2 土壤脲酶活性变化 |
| 3.1.4.3 土壤过氧化氢酶活性变化 |
| 3.1.4.4 土壤碱性磷酸酶活性变化 |
| 3.1.4.5 土壤蔗糖酶活性变化 |
| 3.1.4.6 土壤纤维素酶活性变化 |
| 3.1.5 植物群落特征与土壤特征间关系 |
| 3.2 讨论 |
| 3.2.1 围封对高寒灌草交错系统植被特征的影响 |
| 3.2.2 围封对高寒灌草交错系统土壤特征的影响 |
| 3.2.3 高寒灌草交错系统植被特征与土壤特征间的关系 |
| 3.3 小结 |
| 第4章 围封对祁连山灌草交错系统土壤细菌群落特征的影响 |
| 4.1 结果分析 |
| 4.1.1 细菌群落多样性变化 |
| 4.1.2 门分类水平组成变化 |
| 4.1.3 纲分类水平组成变化 |
| 4.1.4 属分类水平组成变化 |
| 4.1.5 细菌群落与环境因子间的关系 |
| 4.2 讨论 |
| 4.2.1 高寒灌草交错系统细菌群落组成和多样性 |
| 4.2.2 高寒灌草交错系统细菌群落与环境因子间的关系 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 围封对祁连山高寒灌草交错系统碳交换的影响 |
| 5.1 结果分析 |
| 5.1.1 碳输入变化 |
| 5.1.1.1 总初级生产力季节动态 |
| 5.1.1.2 总初级生产力与植被和土壤特征间的关系 |
| 5.1.2 碳输出变化 |
| 5.1.2.1 异氧呼吸季节动态 |
| 5.1.2.2 植物根系呼吸季节动态 |
| 5.1.2.3 植物呼吸季节动态 |
| 5.1.2.4 土壤呼吸季节动态 |
| 5.1.2.5 生态系统呼吸季节动态 |
| 5.1.2.6 土壤温度和土壤含水量季节动态 |
| 5.1.2.7 呼吸组分所占比例 |
| 5.1.2.8 呼吸组分与植被和土壤特征间的关系 |
| 5.1.3 净生态系统CO_2交换变化 |
| 5.1.3.1 净生态系统CO_2交换季节动态 |
| 5.1.3.2 净生态系统CO_2交换与植被和土壤特征间的关系 |
| 5.1.4 碳交换与植被和土壤特征间的关系 |
| 5.2 讨论 |
| 5.2.1 围封对高寒灌草交错系统碳输出的影响 |
| 5.2.2 围封对高寒灌草交错系统初级生产力的影响 |
| 5.2.3 围封对高寒灌草交错系统净碳交换的影响 |
| 5.3 小结 |
| 第6章 围封对祁连山高寒灌草交错系统有机碳库的影响 |
| 6.1 结果分析 |
| 6.1.1 植被有机碳库变化 |
| 6.1.2 土壤有机碳库变化 |
| 6.1.3 生态系统有机碳库变化 |
| 6.2 讨论 |
| 6.3 小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 存在的问题及展望 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 在读期间发表论文和研究成果 |
| 导师简介 |
（7）气候变化对藏北高寒草甸CO2净交换影响的模拟与预测（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 气候变化对生态系统碳收支的影响 |
| 1.2.2 生态系统碳收支的研究方法 |
| 1.2.3 Daycent模型的应用研究 |
| 1.3 研究目标、研究内容和技术路线 |
| 1.3.1 研究目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 第二章 材料与方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据来源 |
| 2.2.1 气候数据 |
| 2.2.2 土壤数据 |
| 2.2.3 植被数据 |
| 2.2.4 CO_2通量数据 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 Daycent模型模拟 |
| 2.3.2 特征量计算及其变化分析方法 |
| 2.3.3 Daycent模型模拟结果评价 |
| 2.3.4 数据处理方法 |
| 第三章 Daycent模型参数化及验证 |
| 3.1 Daycent模型 |
| 3.1.1 Daycent模型简介 |
| 3.1.2 Daycent模型输入与输出 |
| 3.2 Daycent模型参数化 |
| 3.3 Daycent模型验证 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 1971-2017年藏北高寒草甸CO_2净交换变化特征 |
| 4.1 1971-2017年藏北高寒草甸气候变化特征 |
| 4.1.1 1971-2017年藏北高寒草甸气温和降水年际变化特征 |
| 4.1.2 1971-2017年藏北高寒草甸气温和降水季节变化特征 |
| 4.2 1971-2017年藏北高寒草甸CO_2净交换变化特征 |
| 4.2.1 1971-2017年藏北高寒草甸CO_2净交换年际变化特征 |
| 4.2.2 1971-2017年藏北高寒草甸CO_2净交换季节变化特征 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 未来气候变化情景下藏北高寒草甸CO_2净交换预测 |
| 5.1 未来气候情景下藏北高寒草甸气候变化特征 |
| 5.1.1 未来气候情景下藏北高寒草甸气温和降水年际变化特征 |
| 5.1.2 未来气候情景下藏北高寒草甸气温和降水季节变化特征 |
| 5.2 未来气候情景下藏北高寒草甸CO_2净交换变化特征 |
| 5.2.1 未来气候情景下藏北高寒草甸CO_2净交换年际变化特征 |
| 5.2.2 未来气候情景下藏北高寒草甸CO_2净交换季节变化特征 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 讨论与结论 |
| 6.1 讨论 |
| 6.2 结论 |
| 6.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历 |
（8）涡度相关技术在希拉穆仁荒漠草原碳通量观测中的应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 缩略语表 |
| 1 引言 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 涡度相关技术发展过程 |
| 1.2.2 陆地生态系统碳通量变化特征 |
| 1.2.2.1 森林生态系统碳通量变化相关研究 |
| 1.2.2.2 草地生态系统CO_2通量变化相关研究 |
| 1.2.2.3 草地生态系统CH_4通量变化相关研究 |
| 2 通量站概况与试验方法 |
| 2.1 研究区域概况 |
| 2.1.1 地理位置及地形特征 |
| 2.1.2 气候特征与植被特征 |
| 2.2 试验设置 |
| 2.3 研究方法 |
| 2.3.1 涡度相关法原理介绍 |
| 2.3.2 涡度数据的质量控制及数据插补 |
| 2.3.3 主要仪器的维护和保养 |
| 3 结果与分析 |
| 3.1 CO_2通量日变化特征 |
| 3.1.1 日间变化 |
| 3.1.2 夜间变化 |
| 3.2 CO_2通量季节变化特征 |
| 3.3 生态系统年碳收支 |
| 3.4 影响因素的动态变化及其与CO_2通量的关系 |
| 3.4.1 温度 |
| 3.4.2 相对湿度 |
| 3.4.3 感热通量 |
| 3.4.4 潜热通量 |
| 3.4.5 饱和水汽压差 |
| 3.4.6 气象因子与CO_2通量的关系 |
| 3.4.7 生物量因子的动态变化 |
| 3.4.8 生物量因子与CO_2通量的关系 |
| 3.5 通量贡献源区分析 |
| 4 讨论 |
| 4.1 CO_2通量不同尺度上的动态变化 |
| 4.2 CO_2通量与环境因子的关系 |
| 5 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
（9）气候变化和人工灌丛对荒漠草原生态系统碳循环的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 第二章 研究区与数据资料 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 数据资料 |
| 2.3 研究方法 |
| 第三章 气候变化对荒漠草原碳储量的影响 |
| 3.1 气候情景设计与重建 |
| 3.2 碳储量模拟结果验证 |
| 3.3 不同气候情景下的荒漠草原平均碳储量差异 |
| 3.4 各气候情景下近60a荒漠草原碳储量时间变化特征 |
| 3.5 气候变化对荒漠草原碳储量的影响 |
| 3.6 讨论与小结 |
| 第四章 人工灌丛化对荒漠草原碳储量的影响 |
| 4.1 人工柠条生长过程模拟及灌木—草本比例确定 |
| 4.2 基于人工灌丛化过程的荒漠草原碳储量模拟 |
| 4.3 人工灌丛化对荒漠草原碳储量的影响 |
| 4.4 讨论与小结 |
| 第五章 人工灌丛化对荒漠草原地—气间碳通量的影响 |
| 5.1 人工灌丛化的荒漠草原生态系统的碳通量特征 |
| 5.2 人工灌丛化对土壤呼吸的影响 |
| 5.3 讨论与小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 个人简介 |
（10）高寒沙区生物土壤结皮-土壤系统碳收支对模拟增温的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 生物土壤结皮的定义及其功能 |
| 1.2 国内外研究现状及发展趋势 |
| 1.3 现阶段存在问题 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 重点解决科学问题 |
| 1.6 技术路线图 |
| 2 研究区概况及研究方法 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.2 实验设计与研究方法 |
| 2.3 数据处理 |
| 3 观测期间温度与降水变化 |
| 3.1 OTC增温情况 |
| 3.2 降水事件分析 |
| 3.3 小结 |
| 4 生物土壤结皮-土壤系统碳收支动态特征 |
| 4.1 生物土壤结皮-土壤系统碳释放动态特征 |
| 4.2 生物土壤结皮-土壤系统碳固定动态特征 |
| 4.3 生物土壤结皮-土壤系统净碳释放动态特征 |
| 4.4 生物土壤结皮-土壤系统碳收支与环境因子间的关系 |
| 4.5 讨论 |
| 4.6 小结 |
| 5 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支动态的影响 |
| 5.1 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳释放动态的影响 |
| 5.2 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳固定动态特征的影响 |
| 5.3 增温对生物土壤结皮-土壤系统净碳释放动态的影响 |
| 5.4 增温条件下生物土壤结皮-土壤系统碳收支与环境因子间的关系 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 小结 |
| 6 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支温度和水分敏感性的影响 |
| 6.1 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支温度敏感性的影响 |
| 6.2 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支水分敏感性的影响 |
| 6.3 讨论 |
| 6.4 小结 |
| 7 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支量的影响 |
| 7.1 生物土壤结皮-土壤系统碳收支量估算 |
| 7.2 增温对生物土壤结皮-土壤系统碳收支量的影响 |
| 7.3 生物土壤结皮-土壤系统碳收支对土壤与大气间碳交换的“源-汇”贡献分析 |
| 7.4 讨论 |
| 7.5 小结 |
| 8 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 展望 |
| 参考文献 |
| 在读期间的学术研究 |
| 致谢 |
四、青藏高原高寒灌丛生长季和非生长季CO_2通量分析（论文参考文献）
- [1]祁连山南麓高寒灌丛生态系统生长季CO2通量动态年际特征及环境驱动[J]. 贺慧丹,李红琴,符义稳,祝景彬,张法伟,杨永胜,王春雨,罗方林,李英年. 科学通报, 2022
- [2]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)
- [3]基于遥感技术的若尔盖湿地甲烷时空变化及气候影响研究[D]. 杨圆圆. 电子科技大学, 2021(01)
- [4]祁连山南麓高寒灌丛GPP变化特征及对生长季积温的响应[J]. 祝景彬,贺慧丹,李红琴,张法伟,李英年,杨永胜,张光茹,王春雨,罗方林. 草业科学, 2021(02)
- [5]青藏高原高寒灌丛2003—2016年生长季的不同月份CO2通量对气温日较差的响应[J]. 祝景彬,贺慧丹,李红琴,张法伟,李英年,杨永胜,张光茹,王春雨,罗方林. 生态学报, 2020(23)
- [6]围封对祁连山东段高寒灌草交错系统碳交换的影响[D]. 李文. 甘肃农业大学, 2020
- [7]气候变化对藏北高寒草甸CO2净交换影响的模拟与预测[D]. 罗文蓉. 中国农业科学院, 2020(01)
- [8]涡度相关技术在希拉穆仁荒漠草原碳通量观测中的应用[D]. 李倩倩. 内蒙古农业大学, 2020(02)
- [9]气候变化和人工灌丛对荒漠草原生态系统碳循环的影响[D]. 王乐. 宁夏大学, 2020
- [10]高寒沙区生物土壤结皮-土壤系统碳收支对模拟增温的响应[D]. 赵河聚. 中国林业科学研究院, 2020(01)