一、The hydrogeochemistry of the Wujiang River drainage system in Guizhou, China (Ⅱ)——Variations in concentrations of dissolved trace elements in karst river water and their controlling factors（论文文献综述）
Qiu-sheng Yuan,Pei-fang Wang,Juan Chen,Chao Wang,Sheng Liu,Xun Wang[1]（2021）在《Influence of cascade reservoirs on spatiotemporal variations of hydrogeochemistry in Jinsha River》文中研究说明River hydrogeochemistry offers necessary guidance for effective water environmental management.However,the influence of cascade reservoirs on river hydrogeochemistry remains unknown.In this study,the Jinsha River,the headwaters of the Yangtze River of China,was selected to investigate the spatiotemporal variations of hydrogeochemistry after the construction of six cascade reservoirs.Major ions,total dissolved solids,electrical conductivity,and pH values of sampled water in the upper natural reaches and lower reservoir-regulated reaches were analyzed in both flood and dry seasons.The results of Piper diagram and Gibbs plots showed that the hydrogeochemistry of the Jinsha River was naturally controlled by both evaporation-crystallization and carbonate weathering processes,but it was also artificially affected by reservoirs.The impoundment of cascade reservoirs affected the hydrodynamic condition of the river.The river flow in the flood season was reduced by approximately 24.5%,altering the proportions of water sources and leading to notable hydrogeochemical alterations in reservoir-regulated reaches.Conversely,river hydrogeochemistry generally remained unchanged in the dry season,owing to the insignificant effect of cascade reservoirs on river flow.In contrast to what has been observed in previous studies of individual reservoirs,the cumulative influence of cascade reservoirs on the Jinsha River flow regime did not cause abrupt hydrogeochemical changes between the upstream and downstream areas of each reservoir.Moreover,the water quality assessments revealed that the impoundment of cascade reservoirs improved downstream irrigational water quality,with lower Na+ ratio values in the flood season.This study provides the earliest evaluation of cascade reservoir influence on the hydrogeochemistry of the Jinsha River.The findings of this study can be used as a reference for scientific guidelines for future environmental management of cascade reservoirs in large rivers.
WANG Zhenxing,LI Xiangquan,HOU Xinwei[2]（2021）在《Hydrogeochemistry of River Water in the Upper Reaches of the Datong River Basin, China: Implications of Anthropogenic Inputs and Chemical Weathering》文中认为This research investigated anthropogenic inputs and chemical weathering in the upper reaches of the Datong River Basin,a tributary of the upper Yellow River,NW China.Multiple approaches were applied to data from 52 water and12 soil samples from the Muli,Jiangcang,and Mole basins to estimate the chemical component concentrations and to analyze hydrochemical characteristics,distribution patterns,and origins in this coal mining-affected river basin.Coal mining has enhanced the weathering of the lithosphere in the study region.The total dissolved solids in the river range from145.4 to 701.9 mg/L,which is higher than the global average for rivers.Ion concentration spatial distributions increase around mining areas.River geochemistry is mainly controlled by coal mining activity,carbonate weathering,and silicate weathering,with variances of 33.4%,26.2%,and 21.3%,respectively.Ca2+,Mg2+,and HCO3-are mainly due to the dissolution of carbonate minerals （calcite>dolomite）;Si and K+are mainly from potassium （sodium） feldspar weathering;and Na+and SO42-mainly from coal mine production.A conceptual model of the river water ion origins from the study area is presented and management implications for improving the adverse effects of coal mining are proposed.These results provide an important standard reference for water resource and environmental management in the study region.
黄芬[3]（2020）在《漓江流域氮素对岩溶碳循环过程的影响机制》文中研究指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。
SYED ASIM HUSSAIN[4]（2020）在《The Use of Elemental and B & Cl Stable Isotope Geochemistry to Unravel the Formation of Salt Rocks,Saline Lakes and Thermal Springs in Pakistan》文中研究说明深入开展蒸发岩、盐湖以及温泉的研究,能够提高我们对盐矿的来源、沉积速率和模式及其形成演化过程中的区域构造条件和古气候的认识。巴基斯坦蒸发盐主要分布在波特瓦尔盆地（PB）的盐岭（SR）和科哈特盆地（KB）中,两者均为欧亚板块和印度板块碰撞所形成。尽管面积较小,但两个盆地都能反映从寒武纪到近现代以来的地质演化过程。大多数年龄较老的岩盐矿床和盐湖位于盐岭,达2000米的盐层厚度、二叠系—三叠系的边界以及区域中多个不整合面,使其闻名于世。科哈特盆地由多个板块组成,这些板块记录了喜马拉雅碰撞的历史。虽然巴基斯坦的热泉流向为自北向南,但大多数温泉和最热的温泉（表面温度达100°C）均位于之间的地幔逆冲区（MMT）和喀拉昆仑逆冲区（MKT）之间的喜马拉雅碰撞带（HCZ）。本次研究以巴基斯坦北部的岩盐、盐泉和温泉为研究对象,采用Cl同位素、B同位素和氢氧同位素与化学分析相结合的方法,揭示巴基斯坦北部盐矿的形成和演化及气候变化对盐湖演化的影响。科哈特盆地和盐岭盆地的岩盐化学特征揭示其为海相成因,但由于水（海相和非海相）多次流入盆地,使盆地中发生了再沉积和重结晶作用。以往的研究表明?37Cl是一个可以较准确的估算盐湖蒸发率的一个指标,可用于表征盐水演化的不同阶段。低?37Cl（±0.7‰）值可反映盐湖蒸发过程中出现了具有商业价值的盐类资源（K、Mg）。KB和SR的石盐中?37Cl组成变化范围为-1.2～1.2‰,大于海相石盐的?37Cl（0±0.5‰）组成。本次研究中低?37Cl组成表明该地区赋存K-Mg盐类矿床沉积,与以往利用地球物理方法得出的研究结论一致。另一方面,高?37Cl则记录了盆地中非海相水的流入以及石盐重结晶的过程。欧亚板块和印度板块的挤压碰撞不仅形成并不断抬升了喜马拉雅山脉,还促进了巴基斯坦温泉的形成。巴基斯坦北部温泉中阴离子主要为SO42-和HCO3-,阳离子以Na+为主。氢氧同位素组成(?D:-88.2‰to-73.3‰、?18O:-12.9to-10.8‰)反映了地热水来源为大气降水,主要为高山融雪。水体的氚浓度在0-60（TU）之间,表明为现代水体。较低的硼含量和极低的硼同位素比值(11B:～-14‰)指示该地区温泉水具有岩浆与变质成因,是不同深度中冷水与热水混合所形成。盐湖作为人类水源、水鸟栖息地,代表着一种特殊的生态系统。由于表层岩石覆盖和气候变化的影响,全球的盐湖面积正在迅速缩减。为了验证这个假说,本文研究了盐岭乌查利（拉姆萨尔遗址）的三个盐湖。通过对其水文地球化学特征的研究表明,盐度的变化是由高蒸发量引起的,但风化作用的影响也不容忽视。?D和?18O组成的高斜率蒸发线表明蒸发作用是造成盐度变化的主要机制,氯同位素的组成特征是由于多种类型水的混合。此外,农业以及家用用水等人类活动,也使得矿化度（TDS）增加。最后,我们将SR中较老地层的元素特征和硼同位素地球化学特征相结合,以此表征古盐度和该区域古气候的演化。结果表明,古代海相岩盐沉积过程中,海水从富钙型（Na-K-Mg-Ca-Cl）卤水向富硫酸盐型（Na-K-Mg-Cl-SO4）卤水转变。离子关系反映这些元素来自多个来源,其相应的端元为海水、粘土中的硼和大气降水。研究区的岩盐显示盆地沉积类型从Na-HCO3型变为Ca-Cl型。结合样品中的B/Cl比与?11B来看,B含量的增加是滑脱带附近粘土矿物中应力驱动机制的结果。此外,B同位素在卤水与岩盐中存在较弱的分馏作用(δ11B～1‰)。离子浓度比值与?11B的关系表明,在新元古代时期SR和邻近地区为干燥的古气候条件且水体盐度较高。本研究对巴基斯坦盐矿首次进行了稳定B、Cl同位素地球化学特征研究,研究结果大大提高了对区域盐湖和盐矿形成条件及其演化过程的认识,为进一步研究该区古气候、地质构造和盆地沉积条件奠定了基础。
覃蔡清[5]（2020）在《喀斯特关键带碳的生物地球化学特征及其对降雨事件的响应》文中进行了进一步梳理地球关键带是各圈层在地球表层相互交汇的异质区域,涵盖了社会持续发展所需的能源和矿物资源,对于人类和环境都具有重要意义。碳是生命体的必需元素,它在关键带不同介质中的生物地球化学循环影响着环境和气候变化。喀斯特关键带属于脆弱的生态系统,广泛分布的可溶性岩石以及强烈的水岩作用使碳循环和流域水环境变化有别于非喀斯特系统,且对气候变化有快速响应。因此研究喀斯特关键带中碳的生物地球化学特征及其动态变化能更好地辨识关键过程在碳归趋中的作用,为精确建立区域/全球碳循环模型提供科学基础,有助于科学辨析气候变化对水环境变化的影响以及环境生态系统的保护。目前以关键带理念为基础在喀斯特小流域进行与碳归趋有关的系统研究较少。因此,本研究选在中国西南地区一个具有近四十年研究基础的典型喀斯特流域以及该流域中的一个关键带监测点（CZO）,对土壤和水体中的碳进行了立体多维的研究。首先通过在不同季节采集四种土地利用类型的土壤剖面,探讨土壤有机碳（SOC）和无机碳（SIC）在垂直剖面上的变化情况、储量分布、影响因素以及土壤碳和水碳之间潜在的相互运移关系。同时利用在线传感器和高频次采样获得的高分辨率数据分析水体中的化学组成、溶解性有机碳（DOC）和无机碳（DIC）在地表—地下之间的迁移转化及其在水文变化中所表现出的化学稳态响应和滞时特征。最后在流域尺度上通过持续两年的月度采样,研究溶解性碳的时空变化特征及其控制因素。本研究主要获得了以下认识:（1）喀斯特土壤的SOC含量远高于SIC,且随深度增加而降低,SIC的变化趋势相反,二者均无显着季节性差异。SOC周转速率与同位素分馏效应并非完全一致,与喀斯特的薄土层和异质性有关,受控于植被类型、生物量和土壤微生物群落。上层土壤是“新”SOC（占34±10%）的活跃区。SIC来源或动态过程较简单,主要取决于成土性SIC与成岩性SIC的相对比例,受土壤呼吸、次生碳酸盐岩沉淀和再溶解的长期动态平衡影响。成土性SIC的比例较高且对变化更为敏感,与喀斯特土壤中Ca2+及生物CO2的可利用性有关,也受SOC变化的潜在影响。该流域的SOC储量(20.29±1.66 kg m-2)在中国及世界范围内处于较高水平。耕地上层土壤的SOC储量有所流失,但在停耕后的前期恢复阶段（10年内）,其“新”碳截留速率(0.18 kg m-2yr-1)较高,SOC分解速率常数（0.01）较低,这与喀斯特土壤的高渗透性有关。相反,SIC储量(1.22±0.34 kg m-2)较低,与气候背景以及喀斯特土壤风化程度有关。（2）水中的溶质浓度在年际尺度上无显着性差异,但有明显的季节性变化,雨季的值一般低于旱季（NO3-除外）,且各溶质对雨季的水文变化有不同程度的动态响应。Na+、K+和SO42-的化学稳态较弱,主要受控于降雨的稀释作用。NO3-和Cl-具有相似的农业来源或运输过程,流量增加能产生冲刷效应,使其通过淋溶作用在地表—地下水之间运移,具有较强的无序性,且滞时特征也与其它离子有所差异。Ca2+、Mg2+和HCO3-具有较强的化学稳态特征,主要来源于水体运输过程中的CO2溶解以及碳酸盐岩风化,且地下水中的浓度通常高于地表水。（3）DIC的化学稳态响应较强且在地下水中的浓度高于地表水。土壤CO2和Ca CO3是DIC的主要来源,其中前者的贡献比例更高,尤其是在雨季。土壤中次生的成土性SIC也具有一定的贡献。此外,大气CO2是地表水中DIC的另一个潜在来源。生物成因碳在DIC随流量变化的过程中占主导地位。泉水中DIC以及风化产物的滞时特征在不同的降雨事件之间有所差异,这与降雨事件的前期水文环境有关,主要的影响机制为过程限制。水文地质环境（如孔隙度、导水率和水头）能影响水流的运输路径（小缝隙和管道）和速度,改变源区、运输时间以及水岩作用时间,进而影响滞时特征。此外,脱白云石化作用对于流经石膏层的深层承压水中的DIC及其同位素也具有调节作用。（4）DOC与DIC之间具有一定的相互转化,但DOC浓度远低于DIC。DOC在地表水中的浓度高于地下水,在雨季的浓度高于旱季,均与DIC相反。雨水运移到地下水的过程中不断有“新”DOC的汇入,但“新”“老”DOC混合的相对比例会随着流量而变化。渗透过程中部分DOC也会被含水层拦截或在途中被吸附或利用,成为地下水体潜在的持续陆源。表层土壤中的活性SOC库是DOC的来源之一。各FDOM组分的荧光强度变化说明DOC的补充来源可能主要是陆源的地表径流输入,而自生源的贡献相对较小。泉水的DOC随流量增加具有积聚效应,其滞时特征在不同的降雨事件中有所差异,这取决于它在单场降雨事件中的可获得性、储量以及可运输性,受控于与降雨强度/大小有关的运输限制。（5）上述研究结果表明喀斯特关键带存在着水土侵蚀,土壤中可利用的活性碳比例也较低,长期耕作还会使土壤碳流失且在短期内不易自然恢复,最终使土壤环境质量下降。因此需及时采取退耕还林等土管政策来提高土壤环境质量。此外,薄的土壤层和成熟的地下网络系统使硝酸盐以及钙镁等离子在地下水中富集,造成地下水氮污染和水硬度升高,使部分时间段的局域水环境质量恶化,因此需通过优化施肥和灌溉等措施改善水环境质量。总之,喀斯特关键带中碳的生物地球化学循环十分活跃,雨季的水文变化能使碳和水环境化学产生强烈的动态响应,进而通过加速局域碳循环来影响全球气候变化,并改变水土环境质量。
刘奕君[6]（2019）在《湖泊环境中天然有机质的来源、特性和转化机制》文中指出本研究应用三维荧光（激发发射矩阵,3D-EEM）光谱与平行因子（PARAFAC）模型相结合的方法研究了三岔河流域平寨水库（上游水库）和红枫湖水库（下游水库）不同水域位置溶解有机质的来源、组成和转化情况,揭示湖泊筑坝效应对上下游水库溶解有机质变化的影响;此外,在水库系统的研究基础上,进一步展开了对封闭湖泊系统（池塘）的研究与讨论,选取了天津大学校区内敬业湖、爱晚湖、青年湖作为研究区域进行了溶解有机质在一个昼夜时间范围内的产生-分解转化机制的研究。结合以上研究,阐明了湖泊环境中天然有机质的来源、特性和转化机制。1贵州省三岔河流域两个水库荧光溶解有机质的来源、特性和转化机制1.1平寨水库荧光溶解有机质的来源、特性和转化机制基于荧光（激发发射矩阵,3D-EEM）光谱与平行因子（PARAFAC）分析相结合的方法,结合物理化学参数和紫外-可见吸收光谱考察了筑坝对平寨水库入库-出库连续水域中荧光溶解有机质特性、动力学转化的影响。在平寨水库的入库水中检测到了2种荧光溶解有机质组分,分别为陆源腐殖质（C类）和类色氨酸物质;在表层水（0-5 m）中检测到了5种荧光溶解有机质组分,分别为陆源腐殖质（C类）、自生源腐殖质（C类）、自生源腐殖质（M类）、浮游植物源的类蛋白质物质和类色氨酸物质;在深层水（10-60 m）中,检测到了6种荧光溶解有机质组分,分别为陆源腐殖质（C类）、自生源腐殖质（C类）、自生源腐殖质（M类）、浮游植物源的类蛋白质物质、类色氨酸物质和新释放的蛋白质物质。陆源腐殖质的荧光强度在入库水中略高于出库水,表明陆源腐殖质在水库系统中相对稳定,大坝截流对其影响不大。自源腐殖质的荧光强度在库区明显高于入库水和出库水,表明自源腐殖质既由自源有机物分解产生,又在光化学、微生物和大坝物理拦截过程的影响下发生分解,此外受大坝拦截影响,库区水位升高,流速减慢,水体环境更适合于浮游植物生长,导致自源腐殖质增加;另一方面4月较高的自源腐殖质荧光强度与浮游植物的春季旺盛生长季相关,其他荧光组分中也检测到相似的结果。FDOM变化也可由有色溶解有机质的吸收系数(350和280)的变化而得到论证。水温、p H、溶解氧表现出相似的季节变化,光化学和微生物以及大坝拦截是引起水库入库水、库区表层水、库区深层水和出库水中荧光溶解有机质（FDOM）时空动态变化的主要原因。1.2红枫水库荧光溶解有机质的来源、特性和转化机制在红枫水库入库水中,检测到了3种荧光物质,即陆源腐殖质（C类）,分解的陆源蛋白质物质（PLS）和陆源土壤源的类色氨酸物质。除了这3类荧光物质,在库区分层水中检测到了自源类FDOM,即自生源腐殖质物质（M类）,新释放的蛋白质物质,类蛋白质物质和类色氨酸物质,这些物质源自浮游植物或外围生物量,由叶绿素（Chl）衡量。在出库水中检测到3种荧光组分,即陆源腐殖质（C类）、自生源腐殖质物质（M类）、和蛋白质类物质。相较于入库水,库区剖面水中陆源腐殖质（C类）的荧光强度平均下降了24-54%,这表明陆源腐殖质（C类）的转化是光照引起的光降解和微生物降解的累积效应。在出库水中,陆源腐殖质（C类）的荧光比库区水中的荧光进一步下降14-47%,这是由筑坝效应产生的强烈物理混合过程造成的。在入库-出库的水流运输中,陆源腐殖质（C类）在三个季节中平均发生转化或降解为53-69%,而陆源PLS却未发生相似变化,在出库水中完全降解。其他FDOM组分随水温、p H、溶解氧和Chl的变化,呈现显着季节性变化。FDOM变化也可由有色溶解有机质的吸收系数(350和280)的变化而得到论证。这些结果表明,大坝拦截物理作用是影响水库系统中光化学-微生物-物理过程同时降解陆源和自源FDOM的关键因素。平寨水库和红枫水库入库-出库的FDOM组分的这种时空转化,对于更好地设计未来的可持续环境战略,以减轻大坝拦截物理作用的影响有重要的意义。基于大型湖泊水库的理论结果,开展了对小型封闭性湖泊（池塘）中荧光溶解有机质的来源、特性和转化机制的研究,我们发现相较于贵州市两大型水库在封闭性湖泊中无检测到陆源腐殖质（C类）,只检测到了自源类荧光溶解性有机质组分;另外受筑坝影响,水库库区出现了夏季热分层和冬季垂直混合现象,受水库水环境系统复杂水文条件影响,相较于封闭性湖泊生成了更多种类的自源类蛋白质物质。为进一步探讨光照驱动下荧光溶解有机质的光化学转化机制,对天津大学敬业湖、爱晚湖和青年湖3个封闭湖泊进行了荧光溶解有机质日变化设计实验,提出了FDOM转化的4阶段模型并在此基础上揭示了有机质转化的两个基本规律,并希望在未来的进一步研究中可以提出水库系统这类复杂系统中的FDOM转化规律。2天津大学3个小型封闭湖泊荧光溶解有机质的来源、特性和转化机制2.1光照引起的升温对封闭湖泊荧光溶解有机质日降解转化的影响在白天（光照作用）和夜间（微生物作用）下,持续发生着荧光溶解有机质或初级生产者（例浮游植物）的昼夜产生-分解转化,并深刻影响着水生生物的生物地球化学过程和功能。本研究中,我们发现在日间光照和夜间黑暗的条件下,湖水样品中的各种FDOM成分存在同时产生和降解。应用三维荧光（激发发射矩阵,3D-EEM）光谱与平行因子（PARAFAC）模型相结合的方法识别FDOM组分,检测到了胞外聚合物（EPS）,自生源腐殖质（C类）,自生源腐殖质（M类）,新型类蛋白质物质,类蛋白质物质,类色氨酸物质（TLS）,类酪氨酸物质,类腐殖质（C类）和类腐殖质（M类）的结合体,类酪氨酸物质和类苯丙氨酸物质及其降解产物的结合体。FDOM成分的这种产生和随后的降解很大程度上依赖于阳光介质的温度。七月日间样本的结果表明,在早晨（6:00 am-9:00 am）,浮游植物分解产生EPS（一种早期的DOM）,然后在中午（10:00 am-15:00 am）,被分解成各种FDOM组分（自生源腐殖质（C类）,自生源腐殖质（M类）,新型类蛋白质物质和TLS）,然后在下一个昼夜时间范围（16:00 am-20:00 pm）,这四种FDOM组分发生部分转变,最终保留两种FDOM（自生源腐殖质（C类）和TLS）,另外两种组分DOM完全降解,在最后的昼夜子时间段样本中,所有FDOM降解,并从浮游植物重新获得EPS。每个昼夜子时间段时间尺度上的FDOM组分的荧光强度都进一步支持了这种生产降解模式。这种完整的生产-降解循环是在高太阳强度、高水温和空气温度的条件下发生的,这表明全球变暖的趋势将严重威胁FDOM迅速矿化。在10月份昼夜样品中没有观察到FDOM的这种完整矿化周期,显示部分生产退化模式,可能是由于相对较低的太阳强度以及较低的水温和气温影响。在5月和6月的样品中,显示了类似的FDOM部分生产-降解转化模式,此月份样品仅在清晨（6:00 am）和中午（14:00 pm）采集,分别代表夜间微生物和白天阳光诱导的降解过程。2.2封闭湖泊FDOM的日生产-降解转化机制定律FDOM的日生产-降解转化伴随着营养盐(NH4+,NO3-,NO2-,PO43-和溶解硅),溶解有机碳和溶解有机氮的转化。在全球变暖或高温条件下FDOM的生物地球化学生产-降解转化机制可以划分为四个模型阶段。阶段1:高温下FDOM依序完全生产降解转化。FDOM的这种完全矿化是光照强度增加导致的高水温和高气温的结果。因此,高水温和气温可以在24小时循环中加速荧光溶解有机质向低分子量溶解有机质和其他矿化终产物完全转化,这可能会受到未来全球变暖或气候变化的影响。阶段2:FDOM持续产生及其随后的转化。在水生环境中,FDOM的生产降解是一个在单位时间尺度上连续发生且不断变化过程。阶段3:将EPS依次转换为HLS（C类和M类）组合体,然后转换为单独的形式,再进行后续的降解过程,阶段4:将EPS依次转化为新型类蛋白质,然后将其转换为单独形式或组合形式的芳香族氨基酸,随后进行降解以形成矿化终产物。基于四阶段模型,提出两个基本规律,即有机质或初级生产者或生物群（如浮游植物）以及陆源腐殖质的转化规律。生产规律:初级生产者/生物群不断产生大分子胞外聚合物质,这些物质在地表水中光照升温条件下迅速分解为两类荧光溶解有机质（腐殖质和类蛋白质）。转化规律1:自生源FDOM不断经历光化学和微生物降解过程,转化为矿化终产物、营养物质和低分子量溶解有机质。转化规律2:自生源腐殖质（M类）在地表水中完全降解,而陆源腐殖质（C类）在地表水中不完全降解。这些转化规律可以使我们对水生环境中许多生物地球化学过程和功能有更深刻的了解。
Muhammad Afnan Talib[7]（2019）在《巴基斯坦Rohri Canal Command灌区地下水化学特征及资源评价》文中指出提供饮用水是一项全球性挑战,淡水是一种有限的资源,其较高的消耗率导致全球缺水地区增加。许多自然和人为原因造成的污染进一步加剧了缺水问题,包括工业废料,过度使用化肥和农药以及重金属（尤其是砷）。在巴基斯坦Rohri canal command灌区,地下水是非常重要的水源。因此,对Rohri canal command灌区地下水进行综合研究评价,对于确保地下水资源的可持续利用是必要的。本论文主要是建立Rohri canal command地区地下水流数值模型,以确定稳态和瞬态状态下的地下水运动,对地下水资源量进行评价;基于地下水取样测试资料评估地下水化学演化特征,评价地下水水质和分析影响因素;分析Rohri canal command地区地下水的砷及其对健康的潜在影响。主要工作和成就如下:（1）地下水的化学特征研究:通过统计和地球化学模型确定影响地下水化学的主要因素,有助于低估地下水的水地球化学特征及其演化,增强对地下水水质的保护。统计分析表明,阳离子的丰度为:Na+>Ca2+>Mg2+>K+,,而阴离子的丰度为:HCO3->Cl->SO42-。Na+和HCO3-的丰富性证明,硅酸盐风化是控制研究区域地下水主要离子化学的突出现象。离子之间的相关性分析和图形关系也支持了这一点,这些关系表明离子交换和岩石风化作用（例如盐岩,钠长石的溶解和碳酸盐矿物的溶解）是重要的岩水相互作用,它决定着地下水化学的演化。此外,正如吉布斯图所描绘的那样,已发现岩石优势是控制地下水演化的关键自然因素,而很少有蒸发主导地位的样本提出了对浅层地下水深度区域蒸发的影响。水化学相主要是混合的CaMgCl和Na-Cl型,几乎没有Ca-HCO3型样品,构成了新鲜的补给水。通过地球化学模型计算出的饱和度指数表明,相对于诸如岩盐和石膏的蒸发物（负值）,水相的饱和度不足;而相对于方解石和白云岩的碳酸盐而言,水相的平衡至过饱和度（正值）。（2）地下水水质评价:使用有关测试方法分析水化学数据并研究地下水的性能,有助于评估地下水对家庭和灌溉用途的适宜性,并寻找可能影响土壤质量的污染源。这些发现可以为决策者提供有关地下水水化学和质量的重要信息,并有助于合理使用和保护地下水资源以及科学管理其资源。将地下水的分析指标与世界卫生组织和巴基斯坦的水质标准进行了比较。结果表明:发现大多数样品都不符合饮用水标准,EC、TDS和TH的平均值分别为1570.97μS/cm、993.92 mg/l和421.12 mg/l。矿物质和可溶性盐的溶解以及浅层地下水的蒸发很可能是整个研究区盐分升高的主要促成因素。Na+和K+的浓度范围为17mg/l至638 mg/l和0至25 mg/l,平均值分别为165.20 mg/l和3.53 mg/l。地下水的持续暴露和接触,以及含有Na+和K+的矿物质与周围岩石的溶解,导致其浓度更高。Ca2+和Mg2+分别从14 mg/l至220 mg/l和10 mg/l至175 mg/l,平均对应值分别为76.46 mg/l和55.41 mg/l,这主要归因于碳酸盐的贡献矿物质。HCO3-的浓度范围为59 mg/l至950 mg/l,平均浓度为308.90 mg/l。SO42-和Cl-分别从20 mg/l至600 mg/l和16 mg/l至779 mg/l不等,给出的平均对应值为169.88 mg/l和209.76 mg/l。石膏以及其他含硫酸盐的矿物和盐岩的溶解增加了此类矿物在地下水中的价值。水化学相描述了岩性结构内地下水溶液相互作用的整体情况。大多数样品落在4区（CaMgCl混合型）和2区（NaCl型）中,其中岩水相互作用显着解释了水化学行为,人为活动,与非饱和区的相互作用,增加的停留时间,离子交换和反离子交换。很少有样品位于1区（CaHCO3型）中,构成新鲜的补给水。（3）砷的分布及影响因素研究:为确定影响砷分布的因素,发现水位（WL）模型30和人口密度（PD）模型-28的单因素模型与砷浓度具有匹配频率最匹配分别为30.96%和29.28%。这种匹配表明,WL和PD对Rohri运河命令中砷浓度的影响比其他因素更多。SE的单因素模型（29型）显示出与砷浓度最小的匹配频率（19.29%）。LU和PR的匹配频率分别为27.20%和20.60%。由于这两个因素（WL和PD）与砷的匹配频率最高（分别为30.96%和29.28%）。在多因素模型中,模型21（两个因子;PD+WL）显示出最高的匹配频率,为29.11%,其次是模型8（三个因子;PD+LU+WL）为28.41%,模型4（四个因子;PR）+PD+WL+LU)25.14%和模型1（五个因素;PR+PD+SE+WL+LU）23.17%。（4）地下水对人体健康风险评估:为了有效地追踪污染物并减少保护风险,测量了Rohri canal command灌区地下水的潜在危险和砷来源。分析了地下水砷的频率和空间分布及对人类健康的危害,为了确定影响砷迁移的因素,取了141个地下水样品。利用GIS工具,选取了地下水位深度、海拔高度、地下水开采量、人口密度和土地利用等单因素,对砷的分布特征和影响因素进行研究。此外,通过计算慢性每日摄入量（CRI）、危险商（HQ）和癌症风险几率（CR）估算了潜在的人类健康风险。健康风险评估表明,高砷的主要地区位于RCC的南部,如Tehsil Matiari,Hala,海得拉巴和Tando Allahyar。超过WHO允许阈值（0.01 mg/l）的区域百分比为74.42%。成人（平均=0.0065）的砷平均日剂量高于儿童（平均=0.00075）。成人的平均非致癌砷风险高于儿童。该标准显示,儿童的非致癌风险在0到2.5之间变化,平均值为0.33,而成人的非致癌风险在0到13.67之间变化,平均值为2.89。另一方面,儿童的砷致癌风险平均日剂量（平均值=0.011）高于成年人（平均值=0.0065）。儿童的平均致癌风险高于成人。儿童的致癌风险在0到0.016之间,平均值为0.002,而成人的致癌风险在0到0.0098之间,平均值为0.0001。（5）Rohri canal command地区地下水流数值模型的建立:地下水数值模型是地下水资源评价和开采优化管理的基础。本文使用Visual MODFLOW 4.5软件建立了Rohri canal command灌溉的地下水流数值模型。所需数据是从水电开发局和其他有关部门获得的。利用1984年至1991年,1991年至1996年,1996年至2004年,2004年至2009年以及2009年至2015年的地下水观测数据,对数值模型进行了手动校准。结果表明,该模型计算结果与实际观测数据拟合较好,可用于预测不同降水和开采条件下的地下水波动。（6）地下水开采方案模拟评价:利用所建立的地下水流数值模型对Rohri canalcommand灌区含水层几种开采方案下地下水动态进行模拟预测,预测到2025年。模拟结果表明,Rohri canal command灌区的大部分区域地下水水位较高,蒸散量很大,占Rohri canal command灌区含水层中水均衡的重要部分。这是由于该地区温度高、风速大、地下水位埋深浅。对在2020年和2025年期间抽水量分别增加10%、20%和30%的三种开采方案进行预测,结果表明方案1导致水头下降最小,这有助于合理利用资源来应对一定条件下的涝灾和盐碱化。另外,在100%抽水增量下压头明显下降,形成了一个降落漏斗,可以认为是一个下层盐水层中的咸水上升的水槽。这种情况令人震惊,需要认真注意,以便更好地管理资源以确保产量安全。
Muhammad Umair[8]（2019）在《滇南退化喀斯特生态系统土壤和植物对水分添加的响应》文中研究表明由于典型的地质条件和强烈的人为干扰,如农业开发、放牧、薪柴生产和城市化,中国西南形成大量退化的喀斯特植物群落。喀斯特地貌主要表现为,基岩石灰岩成土极慢,导致土壤持水能力降低,土壤瘠薄。在喀斯特地区,大规模的土地和植被群落退化,造成了严重的干旱和水土流失,形成了类似沙漠的景观。干旱胁迫是限制喀斯特地区植物生长、存活和分布的最常见因素之一,也影响微生物群落种类组成。因此,在长期的演化过程中,喀斯特地区的大多数植物和微生物已经适应了干旱的气候条件;同时,在这样的气候条件下,土壤的化学成分也与这些植物和微生物紧密相关。根据有关预测,中国南部地区未来降水量有增加的趋势,但时,目前我们还不了解水分增加如何影响土壤、微生物种群和植物。气候变化是影响西南喀斯特地区岩溶水文地质的重要因素之一,随着降水量的不断增加,岩溶水文地质会受到影响,植物的生长和分布也会被改变。在本研究中,我们对中国云南南部喀斯特地区的一个灌木-草丛群落进行了人工增雨试验,其增水量为4个水平（CK、T1、T2和T3分别表示当前月降水量的0%、+20%、+40%和+60%）。加水试验于2017年4月初开始,5月底和8月底对土壤和植物进行取样。在加水条件下,对土壤化学成分、土壤微生物群落、优势草本植物和灌木的元素化学计量及其代谢物进行了研究。我们的研究旨在了解未来降水量增加对喀斯特生态系统的影响。主要发现如下:1、水分添加改变了土壤的元素浓度和化学计量特征在5月底（旱季）和8月底（雨季）进行土壤采样,测定土壤常量元素（C、H、N、P、K、Ca、Mg和S）、微量元素（Mn、Fe、Zn和Cu）和非必需元素（Na、Al和Si）的含量,并测定了土壤含水量和p H值。结果表明,两季土壤水分含量均随增水量的增加而增加（p<0.01）。与对照相比,土壤p H值在雨季显着升高（p<0.01）,而在旱季则无显着变化。在旱季和雨季,随加水量增加,除Si外,土壤中非金属元素（C、H、N、S和P）含量相对稳定,金属元素（K、Na、Mg和Fe）和Si含量显着增加,而Zn和Ca则下降。两季土壤Ca/Mg和Mg/K比值均随水分的增加而降低（p<0.01）。从CK到T3水分的增加,Ca/Mg比值显着降低。这些结果表明,随着未来降水量增加,这些退化喀斯特地区土壤中多种元素的化学计量和动态会产生不同响应。2、细菌群落比真菌群落对水分添加更为敏感由于土壤含水量的变化,降水量和模式的变化可能会改变微生物群落和生态过程。然而,在岩溶土壤中,土壤元素组成和微生物群落对降水的响应机制和模式尚未得到很好的研究。本次采样时间为5月（旱季）和8月底（雨季）。采用温度梯度凝胶电泳指纹图谱和基因文库（16S r RNA）分析土壤样品总DNA。结果表明,在旱季,水分添加对细菌和真菌群落组成均没有显着影响;但在雨季,随着加水量增加,放线菌相对丰度增加,酸杆菌、平纹菌和疣状芽胞菌相对丰度降低,而真菌相对丰度没有变化。而且,细菌群落结构和多样性的改变与土壤K和Na含量相助相关,土壤K、Na含量增加与水分添加有关。这些结果表明,随着未来气候的变化,降雨量的增加可能会改变喀斯特土壤的元素组成,而且,与真菌群落相比,细菌群落可能对土壤湿度的变化更加敏感。3、灌木和草本植物化学计量性状对水分添加响应的差异性由于岩溶生态系统中水分对土壤过程和植物生长的限制作用,土壤和植物的元素浓度对降水的变化都很敏感。中国西南喀斯特地区植物生长在严重干旱条件下,但该地区降水量预计将增加。然而,目前还不清楚土壤和植物的元素组成如何对水分的增加作出反应,特别是钾作为调节植物水势的关键介质的行为。本文研究了土壤和优势植物的元素组成和K化学计量对水分的响应。研究了两种多年生草本植物（Cymbopogon distans和Arundinella setosa）和两种灌木（Carissa spinarum和Bauhinia brachycarpa）在4个水平（CK、T1、T2和T3）下的水分处理。测定了土壤和叶片样品中的宏量元素（C、H、N、P、K、Ca、Mg和S）、微量元素（Mn、Fe、Zn和Cu）和非必需元素（Na、Al和Si）。随着水分的增加,4种植物叶片N、P均保持不变,K、Mg、S均降低（C/K、N/K和P/K较高）,Fe、Si、K均升高（C/K、N/K和P/K较低）,说明K在灌木和禾本科植物水分调节潜力中的作用明显。这些结果表明,随着未来降水量的增加,土壤和植物的元素组成都会发生变化,不同的植物类型会采取不同的k调节策略来应对土壤系统中的水分变化。4、灌木和草本植物代谢物对水分添加响应策略差异性本项目研究了水分添加对两种草本植物和两种灌木叶片代谢产物的影响。结果表明,四种植物鞘脂（sphingolipids）含量均随水量的增加而显着增加（p<0.001）,表明水分增加对这些植物形成了“水湿逆境”。然而,随着供水量的增加,这两种灌木缬氨酸和苏氨酸（氨基酸）、苏糖酸盐、琥珀酸和抗坏血酸（有机酸）、半乳糖和鼠李糖（糖）以及表壁蛋白和油酸胺（次生代谢物）均呈下降趋势。在水处理T1时,两种草本植物总代谢产物均增加;在水分处理T2和T3时,A.setosa总代谢产物均显着减少,而C.distans总代谢产物则没有变化。这些结果表明,灌木植物三羧酸循环和氨基酸代谢以及草本植物莽草酸途径受水分添加的强烈影响。总体而言,灌木和草本植物代谢组对水分添加表现了不同响应变化,这有助于我们理解植物对气候变化的响应策略的差异性。在土壤退化严重的中国西南喀斯特地区,水分供应对土壤化学和物理过程具有强烈的限制作用,不同植物和土壤微生物对水分变化表现出敏感性和响应差异性。随着未来降水量的增加,土壤元素浓度、土壤微生物种群以及植物的化学计量和代谢组学将发生响应性的变化,也将影响生态系统功能。我们的试验是首次水分添加对退化喀斯特生态系统影响研究,这些结果将有助于我们更好地了解气候变化对西南岩溶地区生态过程的影响,也将有助于我们制定合理经营措施。
于奭[9]（2019）在《西江流域河流化学风化及其碳汇效应研究》文中提出河流化学风化过程中所产生的“碳汇效应”是全球大气遗漏汇的主要组成之一,也是全球碳循环研究的重要内容。对西江流域主要支流、干流及两个子流域作为研究对象,通过对研究区定期、高频水化学和同位素组成、功能细菌进行取样、测试分析,重点针对水循环（河流风化碳汇主控因子）、惰性有机碳（岩溶碳汇稳定性）等制约碳汇效应因素进行研究。最终结合不同模型估算西江流域化学风化碳汇的来源比例、最终通量。得到了以下主要研究成果:（1）不同降雨-水文过程中河流化学风化过程受控因素不同,但以水循环控制为主,动态变化过程相似。1)在三个不同的监测期内,无机碳来源主要来源于CCW,CSW及SCW,在较大降雨和流量、低水温情况下,水生植物的碳泵效应可以忽略不计。2)通过研究不同来源无机碳动态贡献率发现,大雨-洪水过程中,DIC源自CSW较低,始终维持在2.6%左右,碳酸参与碳酸盐岩风化和外源酸参与的碳酸盐岩风化对总无机碳的贡献率呈明显的负相关,前者平均为后者的三倍。暴雨-极端洪水过程中,三个断面的CSW对DIC贡献率除了洪峰时段有较大幅度上升,其余时段变幅较小,指示碳酸参与的硅酸盐岩风化产生的无机碳相对而言较为稳定;CCW对DIC贡献率变化趋势总体类似,呈现出贡献速率随着流量的增加而变大,并在洪峰前速率达到最大,显示研究区岩溶发育强烈,降雨通过各种形式进入岩溶管道、裂隙中并快速的反应进而达到最大值的阈值。SCW与CCW贡献率变化趋势较为类似。小雨-平水过程中CCW对DIC动态贡献率的变幅明显要大,指示碳酸可能受到水循环、脱气作用、生物光合作用所影响。3)通过质量平衡法计算无机碳通量动态贡献率和无机碳通量。三个不同的降雨-水文过程中,由于水循环的影响,CCW、CSW、SCW所产生的DIC通量的贡献率变化趋势总体类似,特殊时间段呈现不同变化。CSW所产生的DIC通量的贡献率在三个降雨-水文过程中变化规律基本一致,除了在暴雨-极端洪水过程中出现随着流量增大出现小幅上升外,基本上都较为平稳,说明流量增大对于硅酸盐岩化学风化的强度影响不大。CCW、SCW所产生的DIC通量的贡献率在两个洪水过程中变化规律大致和流量保持一致,指示水循环作用是影响碳酸盐岩风化所强度主要因素;当中部分样点与整体变化规律不一致,说明除了水循环导致的稀释和活塞效应外,外源酸来源不一及HCO3-浓度变化也是较为明显的影响因素。大雨-洪水过程和暴雨-极端洪水过程中,三个断面CCW、CSW及SCW所产生的无机碳通量差别不大,监测期内总三个来源产生的无机碳通量占全年的无机碳通量总量占据较大比例（2.68%～6.63%）;小雨-平水过程则侧面证明水循环是影响碳酸盐岩风化的主要因素。（2）首次岩溶区水体惰性有机碳测试方法,并分析功能细菌AAPB特性及对惰性有机碳影响。1)研究区水体的氧化还原电位（Eh）、溶解氧和叶绿素对细菌及AAPB丰度总体趋势起促进作用。此外,研究区细菌丰度不同季节表现出受不同环境因素影响。从垂直方向上看,各季节采样点水体细菌丰度均表现为-5 m处最高。2)建立适用于岩溶区的惰性有机碳测试方法,发现随时间研究区水体在细菌的作用下,有机碳含量不断地波动下降,逐渐趋于平稳,培养后期均趋近于2 mg·L-1。随培养时间增长,降解速率不断降低,第一个月培养期间,计算得到水体有机碳降解速率6月及12月平均约0.05 mg C·day-1,9月约为0.27 mg C·day-1。随着培养时间增长,降解速率逐渐降低。3)研究区水体中惰性有机碳阈值约为2 mg.L-1 左右,当水体中有机碳大于这一阈值,水体细菌通过代谢降解有机碳,直至其含量达到阈值范围;相反,当研究区水体有机碳小于阈值范围时,细菌作用会通过自身的调节使水体的有机碳维持在这个阈值内。有机碳降解与AAPB的相对丰度结果显示,AAPB相对丰度越大,细菌对有机碳的降解就越慢,说明AAPB的存在减慢了细菌对有机碳的降解速率,使更多的有机碳滞留在水体中,增加了岩溶水体有机碳的循环周期。（3）分析西江流域水文地球化学特征并计算化学风化产生的无机碳通量1)为建立西江流域锶及其同位素与各物质来源的空间关系,从空间特征上把握由于物质来源的不同所造成锶及其同位素的差异;进一步探索锶及其同位素与各物质来源的关系,选取半方差模型及路径模型模拟进行对应研究。2)半方差模型及路径模型研究结果显示:丰水期主要受到结构性因素作用,而枯水期Sr元素及其同位素受结构性因素和随机性因素的双重作用。Sr及其同位素在丰水期和枯水期的物质来源有所差异,丰水期结构性因素以硅酸岩的风化溶解起主导作用,而枯水期在结构性因素和随机性因素双重作用下白云岩的风化溶解起主导作用。4)选取改进型反演模型进行通量及端元计算。此方法可以较好避免人类活动影响,并对各组分端元进行细分,适用于复杂的地层岩性区域CO2通量及端元组分计算。5)通过对改进型反演模型降水端灵敏性探讨发现（1）研究区河水虽在一定程度上受到海洋运动的影响,但影响Sr及其同位素空间变化的主要因素为结构性因素,降雨端元单纯考虑海洋因素的影响,则容易忽略当地环境的作用;（2）研究区内具有水热同期的气候特点,丰枯两季物质含量有一定的差异性,采用均值进行计算,容易把差异性忽略。此外灵敏度测试涉及到两种不同硅酸盐岩端元组成成分的情况发现,当反演模型赋予端元组成部分被更大的范围时,所获得的结果越优;如果是过于狭小范围的端元组成成分,可能产生虚假的结果。6)模型运行结果显示,研究区碳酸盐岩在丰水期和枯水期的基本元素比值与Sr同位素值几乎没有差异,而硅酸盐岩的Sr同位素值却有了较大的偏差。西江流域在丰水期与枯水期的阳离子物质来源有一定的差异。（1）丰水期期间,降雨贡献占总溶解阳离子摩尔量约15%（0-62%）,枯水期的为5%;（2）白云岩在丰水期占总溶解阳离子摩尔量仅为5%（0-37%）,而枯水期的为27%（0-54%）;（3）灰岩在丰水期和枯水期对西江河水的阳离子输入分别为66%（22%-95%）和54%（37%-85%）;（4）硅酸盐岩的阳离子输入均为14%（4%-21%和5%-15%）。灰岩是西江河水阳离子的主要物质来源,硅酸盐岩的物质输入相较稳定,降雨端元和白云岩端元在丰水期和枯水期的阳离子输入有了较大的差异。7)最终通过计算得到丰水期 ФCO2 为 5306.21（0.00-54058.12）·103mol/km2/yr,枯 水 期 的 为 1096.61（12.31-10694.45）·103mol/km2/yr,丰水期的 ФCO2约为枯水期的 5 倍。而δ的假定平均值与φCO2值约有15%的差异,这说明西江河水系统主要受到碳酸风化的影响,硫酸则起到了次要作用,即最佳硅酸盐岩的风化率为7.264-35.551·103mol/km2/yr,并确定碳酸是风化的主要因素。8)根据本文实际情况,确定硅酸盐岩和碳酸盐岩通量计算方法、惰性有机碳通量计算,并计算出最终碳汇通量和各端元比例。在研究期内西江流域岩石化学风化所消耗的C02通量为171.21×109mol/yr,其中丰水期与枯水期分别为120.84及50.37×109 mol,分别占总通量的70.58%和29.42%。这种通量上的差距与本研究在漓江流域研究相似,通量之比与流量之比类似（丰水期的月流量均值为9879.47 km3,而枯水期的是2813.62 km3,前者是后者3.51倍）,因此水循环在西江流域碳汇效应中为主控因子。惰性有机碳通量占全部通量的11.99%,指示生物作用在碳汇效应中起到重要组成部分。SCW产生CO2通量为23.23×109 mol CO2/yr,减汇效应明显。与前人对比可知,最终通量、CCW和CSW所产生的碳通量均在一个数量级。论文的主要创新体现在:首次建立适用于岩溶区地表河惰性有机碳监测的方法;岩溶地表河不同降雨-水文过程中无机碳来源确定及对应比例,计算不同来源所产生通量动态变化比例及最终通量。利用西江流域不同子流域水化学指标、Sr及其同位素,结合不同模型综合探讨运用人为活动影响岩石风化的误差并细化河流化学风化各个端元来源,尝试阐明大型流域中碳元素由“无机碳→有机碳→内源有机碳”过程,量化通过Sr同位素校正过的C02通量,甄别源于化学风化的碳通量中不同端元来源比例。
黄奇波[10]（2019）在《北方半干旱岩溶区岩溶碳汇过程及效应研究 ——以山西柳林泉岩溶流域为例》文中研究表明大气CO2浓度的持续上升导致全球气候变暖,造成气温增高、蒸发量加大、水循环加剧,由此带来的全球暴雨、干旱等极端气候事件越来越频发,给国家和人民生命财产带来了巨大的损失。采取有效增汇固碳方法抑制大气CO2浓度升高,减缓全球变暖,成为各国科学家研究全球变化的重中之重。岩溶作用是一种发生在地球浅部表层环境下的特殊地质作用过程,与大气圈、水圈、生物圈密切相关。岩溶动力系统作为一个低温地球化学开放系统,具有开放敏感性和生物参与性等特点,对环境变化响应迅速,积极的参与全球碳循环。我国大陆地区的岩溶类型主要有4种,分别是西南热带亚热带型岩溶、北方干旱半干旱型岩溶、东北湿温带型岩溶及青藏高山型岩溶。北方干旱半干旱型岩溶位于北纬35°以北,秦岭为南北方岩溶类型的分界带。北方干旱半干旱岩溶区碳酸盐岩面积分布达68.5×104km2,其中裸露区7.78×104km2,覆盖区8.74×104km2,埋藏区51.95×104km2,蕴藏有丰富的岩溶地下水资源。但相对于我国南方岩溶区,北方岩溶碳汇研究工作开展较少。一方面,受北方岩溶区土壤中次生碳酸盐含量高且易于沉积的影响,利用试片法来计算岩溶碳汇强度存在很大误差。另一方面,北方岩溶水主要赋存在层位较老的寒武—奥陶系地层中,煤矿则产于层位较新的石炭—二叠系。这种“煤在楼上,水在楼下”的特殊水文地质格局导致煤系地层硫化物氧化产生硫酸或大量堆置的矿渣经雨水淋溶产生酸性水,持续不断地向岩溶含水层入渗并参与碳酸盐岩溶蚀,从而造成碳汇效应降低;另外,奥陶系灰岩地层中含有数层石膏夹层,石膏夹层溶解向岩溶地下水中输入大量SO42-。在如此复杂的条件下,应采取哪种方法来准确计算岩溶碳汇强度,及如何扣除硫酸作用来计算岩溶碳汇通量是当前岩溶碳汇研究关注的两个重要方面。本研究以北方半干旱岩溶区具有代表性的山西柳林泉岩溶流域为研究对象,通过溶蚀试片法和对土壤化学指标的监测,并采用同位素技术对原生和次生碳酸盐进行区分,定量计算土壤碳酸盐中次生碳酸盐所占比例,揭示我国干旱、半干旱岩溶区土壤层中碳酸盐的特征和来源。阐明半干旱岩溶区土壤系统影响溶蚀与沉积作用发生的机制,解答用岩溶试片法计算半干旱区岩溶地质碳汇效应存在的问题。同时,对流域岩溶地下水进行系统取样和研究,揭示岩溶动力系统溶解无机碳循环演化规律及影响因素;在定量评价石膏溶解对地下水SO42-贡献的基础上,采用化学计量法定量计算硫酸参与碳酸盐岩溶蚀的比例。运用Galy模型定量评价硫酸参与溶蚀作用的流域岩溶碳汇效应;揭示硫酸参与溶蚀作用下的岩溶碳汇过程。得出了如下结论:1、试片溶蚀速率受不同植被条件影响,并受控于土壤化学指标（1）植被条件是影响碳酸盐岩溶蚀速率的主要因子,相同层位的溶蚀速率均呈现出林地最大,灌丛次之,草地最小的变化规律,随着植被的恢复,碳酸盐岩溶蚀速率呈现增加的趋势。（2）土下试片溶蚀速率主要受土壤有机碳、土壤无机碳、土壤水份含量控制,而受土壤CO2浓度影响小。土壤有机碳含量、土壤水份含量对土下试片溶蚀速率具有促进作用,土壤无机碳含量对土下试片溶蚀速率具有抑制作用。（3）土壤无机碳质量分数高,是有机碳质量分数的2.855.06倍,在干旱少雨、蒸发量大的气候条件下容易过饱和并发生沉淀,使埋放于土壤层中的试片除受溶蚀作用影响外,还受土壤碳酸盐沉积作用,造成部分试片经过一个水文年的溶蚀后质量增加。因此,埋放于土壤中的试片在雨季发生溶蚀而重量变轻,而干旱季节主要接受碳酸盐的沉积而增重。（4）根据标准溶蚀试片法计算出裸露岩溶区平均岩溶碳汇强度为1.51 t/（km2·a）,而根据Galy模型法计算出的结果为3.93 t/（km2·a）,试片法计算结果仅为Galy模型法的1/3。由于半干旱地区土壤无机碳含量高且容易发生沉积,埋放于土壤系统中试片的溶蚀速率并不能真正代表基岩面的溶蚀速率,用溶蚀试片法会使岩溶碳汇强度被低估。利用溶蚀试片法来研究岩溶碳汇效应在北方半干旱地区土壤中受到了限制。2、土壤次生碳酸盐比例高,次生碳酸盐的沉积是土壤中试片重量增加的主要原因（1）研究区土壤碳酸盐含量及其δ13C值主要受次生碳酸盐所占比例的控制,次生碳酸盐具有偏轻的碳同位素。林地、退耕地、灌丛地土壤剖面上层（050 cm）的碳酸盐含量随深度增加而增加,碳酸盐δ13C值则随深度增加而逐渐偏轻,剖面下层（5070 cm）的变化趋势相反。这缘于土壤次生碳酸盐溶于土壤水向下运移并沉积,但下层（5070 cm）受土壤水分向下运移的深度有限,且更接近母质层,次生碳酸盐含量降低,而原生碳酸盐比例提高。（2）3个土壤剖面中CO2浓度在050 cm随深度增加而增加,5070 cm随深度增加而减少。由于上层土壤空气和大气的交换以及底层岩-土界面岩溶作用的消耗而降低。土壤CO2的δ13C值在上层（0-50cm）随土层深度增加而越来越偏负,下层（50-70cm）随深度增加而越来越偏正。土壤CO2浓度及其δ13C值的双向梯度变化,均反映了上层土壤CO2受空气交换、土壤有机质分解及土-岩界面岩溶作用的共同影响。（3）土壤中次生碳酸盐来源于原生碳酸盐溶解后的重新结晶。在有机碳的参与下,通过反应SOC→CO2（g）→CO2（aq）→HCO3-（aq）→CaCO3（s）,重新沉淀生成次生碳酸盐晶体。3个土壤剖面的次生碳酸盐比例均较大,退耕地、林地、灌丛地的比例分别为0.52、0.42和0.32;高比例的次生碳酸盐沉积是造成埋放于半干旱土壤中的试片增重的主要原因。因此,在北方半干旱岩溶区利用试片法计算岩溶碳汇强度时,应在溶蚀实验的基础上,运用碳同位素值对试片上沉积的次生碳酸盐进行定量计算,根据次生碳酸盐岩的沉积量来修正试片的溶蚀速率,消除次生碳酸盐的影响,然后再根据试片的溶蚀速率来计算流域岩溶碳汇强度。3、岩溶地下水水化学特征受径流条件控制,具有区域演化规律（1）流域岩溶地下水化学特征受水文地质条件的控制,水温、电导率（EC）、TDS、离子总量、Na+、Ca2+、Mg2+、Cl-、HCO3-、SO42-含量从补给区、到径流区、到排泄区、再到深埋区,随着径流途径增加不断升高。其中Na+、Cl-、SO42-含量变化范围大,最大值分别为最小值的50倍、80倍和32倍。而Ca2+、HCO3-变化范围相对较小,最大最是最小值的2-3倍。在补给区、径流区中,Na+含量较少,Ca2+为地下水中主要阳子,但在排泄区和深埋区,Na+含量明显超过了Ca2+和Mg2+含量,成为地下水中最主要的阳离子。水化学类型由HCO3-Ca.Mg型转化为HCO3.SO4-Ca.Mg型和HCO3.SO4-Ca.Na.Mg型,最终演变为Cl.HCO3-Na.Ca、Cl.HCO3-Na型和Cl-Na.Ca型。（2）受土壤高浓度CO2控制,流域岩溶地下水的PCO2明显高于大气CO2的分压（300350ppm）,反应出大气降雨吸收土壤层中的高浓度的CO2形成碳酸对下部碳酸盐岩进行溶蚀的过程。方解石和白云石的饱和指数（SIC、SID）均大于0,这2种矿物均处于较强的过饱和状态。但由于受Ca2+、HCO3-的来源比较复杂的影响,从补给区、到径流区、到排泄区、再到深埋区SIC、SID的变化无明显的趋势性变化规律。（3）流域岩溶地下水中石膏的饱和指数（SIG）均小于0,石膏在岩溶地下水中一直处于溶解状态。从补给区、到径流区、到排泄区、到深埋区,石膏的饱和指数不断升高,表明随着地下水的径流石膏层的不断溶解。（4）流域内岩溶地下水的δ13CDIC具有较大的变化范围,最小值与最大值相差5.569‰。补给区和径流区δ13CDIC值偏轻,具有较宽的分布范围,而径流区和深埋区偏重,范围较为集中。从补给区、到径流区、到排泄区,到深埋区δ13CDIC值呈不断增重的变化规律。随着径流途径增大,DIC中来源于土壤CO2的比例减小,碳酸盐岩来源的碳的比例增加。（5）流域内岩溶地下水的δ34S具有较大的变化范围,最大值为24.11‰,最小值为2.56‰。补给区的δ34S偏轻且较为集中,主要来源于大气降水;径流区δ34S增重且比较分散,来源于大气降水和石膏溶解;排泄区的硫同位素偏重,但三川河南岸的岩溶水比北岸偏轻4-5‰,反映南北两岸岩溶水具有不同的硫同位素来源。深埋区具有较高含量的SO42-和最重的δ34S,其水的径流路径长,循环深度深,水岩作用时间最长,石膏溶解得最充分。总体上,随着径流途径增大,石膏溶解来源的比例不断增加。4、运用Galy模型,评价了硅酸盐岩风化及硫酸参与溶蚀对流域岩石风化消耗的CO2通量的影响（1）岩溶地下水中的K+、Na+、Cl-主要来源于大气降水和盐岩的溶解。硅酸盐岩风化对岩溶地下水的SiO2和K+、Na+离子组份也具有重要贡献。Ca2+、Mg2+、HCO3-、SO42-在补给区、径流区、排泄区主要来源于方解石、白云石的溶解的贡献。而深埋区主要来源于石膏溶解和去白云化作用。（2）硫酸参与碳酸盐岩溶解对补给区、径流区、排泄区的岩溶地下水水化学组份具有重要贡献,而对深埋区的贡献不明显。补给区的地下水主要主要来源于碳酸溶解碳酸盐岩溶解;径流区地下水主要受碳酸溶蚀作用控制,但硫酸风化碳酸盐岩也有一定影响;排泄区的地下水更多的受到硫酸风化作用的影响。（3）硫酸参与碳酸盐岩溶蚀产生的HCO3-的所占比例平均值在补给区、径流区小于10%,排泄区和深埋区大于10%,即随着径流途径的增中,碳酸参与碳酸盐岩溶蚀的比例逐渐减小,而硫酸参与的比例不断增加。（4）利用Galy模型计算出排泄区上青龙泉L02和杨家港泉L29岩石风化消耗的CO2通量分别为30.80×103mmol/km2.a-1和31.63×103mmol/km2.a-1;补给区车鸣峪-关口泉L01为89.25×103mmol/km2.a-1,排泄区上青龙泉和杨家港泉岩石风化消耗的CO2通量是上游补给区的车鸣峪-关口泉的1/3。（5）硅酸盐岩风化消耗CO2通量在流域中占有大的比例。岩石风化消耗的CO2通量中硅酸盐岩风化消耗所占比例最大的为杨家港泉L29,为51.92%;其次为上青龙泉L02,为44.98%。最小为车鸣峪-关口泉域L01,为11.09%;从补给区到排泄区,硅酸盐风化的比例和消耗的CO2通量不断增加。（6）在考虑硫酸参与碳酸盐岩溶蚀时,3个岩溶泉的碳汇通量分别扣除10.35%、5.77%、8.63%。从补给区到排泄区,硫酸溶解碳酸盐岩的比例增加。
二、The hydrogeochemistry of the Wujiang River drainage system in Guizhou, China (Ⅱ)——Variations in concentrations of dissolved trace elements in karst river water and their controlling factors（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、The hydrogeochemistry of the Wujiang River drainage system in Guizhou, China (Ⅱ)——Variations in concentrations of dissolved trace elements in karst river water and their controlling factors（论文提纲范文）
（2）Hydrogeochemistry of River Water in the Upper Reaches of the Datong River Basin, China: Implications of Anthropogenic Inputs and Chemical Weathering（论文提纲范文）
| 1 Introduction |
| 2 Geological Setting |
| 3 Samples and Methods |
| 4 Results |
| 4.1 Hydrochemical ion compositions and types |
| 4.2 Spatial distribution of river water hydrochemistry |
| 5 Discussion |
| 5.1 Major ion sources and control analyses |
| 5.2 Chemical weathering inputs |
| 5.3 Anthropogenic effects on ion sources of river water |
| 5.4 Conceptual model of the origins of river water ions |
| 6 Conclusions |
（3）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 |
（4）The Use of Elemental and B & Cl Stable Isotope Geochemistry to Unravel the Formation of Salt Rocks,Saline Lakes and Thermal Springs in Pakistan（论文提纲范文）
| ABSTRACT |
| 摘要 |
| CHAPTER 1.INTRODUCTION |
| 1.1.General |
| 1.2.Study area and work progress |
| 1.2.1.Literature review |
| 1.2.2.Research gap |
| 1.2.3.Research question(s) |
| 1.2.4.The logical relationship among the studied regions |
| 1.3.Implications and aims |
| CHAPTER 2.REGIONAL GEOLOGY AND TECTONIC SETTINGS |
| 2.1.The Himalayan Tectonic System |
| 2.2.Indo-Pak Plate(IPP) |
| 2.3.Governing and controlling features of the Himalaya |
| 2.4.The Himalayan Divisions |
| 2.5.Division of the Himalaya in Pakistan(Himalyian Collision Zone) |
| 2.6.Major Himalayan Tectonic Units in the Himalayan Collision zone |
| 2.7.Important Himalayan Structures |
| 2.8.Local Geology |
| 2.8.1.Stratigraphy and structural geology of the Kohat-Potwar Plateau |
| 2.8.2.Stratigraphy of Potwar Basin |
| 2.8.3.Division and structure of the Salt Range |
| 2.8.4.Major Structural features |
| 2.8.5.Geology of the salt deposits in the Salt Range |
| 2.9.The Kohat Basin |
| 2.9.1.Geology |
| 2.9.2.Stratigraphy of Kohat Basin |
| CHAPTER 3.MATERIALS AND METHODS |
| 3.1.Field investigation and sample collection |
| 3.1.1.Field trip |
| 3.2.Sampling |
| 3.3.Chlorine and Boron in nature |
| 3.3.1.Distribution,Physical and Chemical Properties of Chlorine and Boron |
| 3.3.2.Chlorine isotopes |
| 3.3.3.Boron isotopes |
| 3.4.Processing procedure |
| 3.4.1.Sample preparations |
| 3.4.2.Cl isotope determination |
| 3.4.3.Sample Preparation(δ37Cl) |
| 3.4.4.TIMS Analysis |
| 3.4.5.Boron isotope determination |
| 3.4.6.Boron Isotope Measurement |
| 3.4.7.Water stable isotopes |
| CHAPTER 4.AN OVERVIEW OF PAKISTAN ROCK SALT RESOURCES AND THEIR CHEMICAL CHARACTERISATION |
| 4.1.Results and discussion |
| 4.1.1.The Salt Range Deposits |
| 4.1.1.1.Khwera Deposit |
| 4.1.1.2.Reserves and production |
| 4.1.1.3.Chemical characterization |
| 4.1.2.Warcha Deposit |
| 4.1.2.1.Reserves and production |
| 4.1.2.2.Chemical Characterization |
| 4.1.3.Kalabagh Salt Deposit |
| 4.1.3.1.Reserves and annual production |
| 4.1.3.2.Chemical Characterization |
| 4.1.4.Salt Deposits of the Kohat-Basin |
| 4.1.4.1.Reserves and annual production |
| 4.1.4.2 Chemical Characterisations |
| 4.2.Conclusions |
| CHAPTER 5. THERMAL SYSTEMS IN THE HIMALAYAN COLLISION ZONE, PAKISTAN: CONSTRAIN ON ORIGIN AND EVOLUTION FROM GEOCHEMISTRY AND MULTIPLE ISOTOPES |
| 5.1.Results and discussion |
| 5.1.1.Geothermal fluid chemistry and temperatures |
| 5.1.2 Water stable (d18O and dD) isotope signatures and local meteoric water line (LMWL) |
| 5.1.3.Boron concentration and Boron isotope compositions of the thermal springs |
| 5.1.4.Origin of Boron |
| 5.2.Conclusion |
| CHAPTER 6. CLIMATE CHANGE IMPACT ON THE EVOLUTION OF THE SALINE LAKES OF THE SOAN-SAKASER VALLEY (CENTRAL SALT RANGE; PAKISTAN): EVIDENCES FROM HYDROCHEMISTRY AND WATER (?D, ?18O) AND CHLORINE (?37Cl) STABLE ISOTOPES |
| 6.1.Results and discussion |
| 6.1.1.Hydrogeology and climate conditions |
| 6.1.2.Salinity and hydrofacies |
| 6.1.3.Sources and processes controlling ion compositions of the lakes |
| 6.1.4.Dissolution and deposition |
| 6.1.5.Chlorine isotope compositions |
| 6.1.6.Water stable isotope compositions |
| 6.2.Conclusions |
| CHAPTER 7.ORIGIN AND EVOLUTION OF EOCENE ROCK SALTS IN PAKISTAN AND IMPLICATIONS FOR PALEOCLIMATE STUDIES:INSIGHTS FROM CHEMISTRY AND STABLE Cl ISOTOPES |
| 7.1.Results and discussion |
| 7.1.1.Halite mineralogical characteristics |
| 7.1.2.Halite geochemistry |
| 7.1.3.Cl Isotopes in halite:implication for paleoclimate |
| 7.1.4.Origin of the Eocene halite in the Kohat Basin |
| 7.2.Conclusions |
| CHAPTER 8.CHLORINE ISOTOPES UNRAVEL CONDITIONS OF FORMATION OF THE NEOPROTEROZOIC ROCK SALTS FROM THE SALT RANGE FORMATION,PAKISTAN |
| 8.1.Results and discussion |
| 8.1.1.Origin of the halite |
| 8.1.2.Chlorine isotopes and Cl/Br ratios in the halite |
| 8.1.3.Inputs of non-Marine Chloride |
| 8.1.4.Economical deposits andδ37C1 |
| 8.1.5.Comparison of the Cl isotope compositions of the Salt Range with other basins |
| 8.2.Conclusions |
| CHAPTER 9. UNRAVELING SOURCES AND CLIMATE CONDITIONS PREVAILING DURING THE DEPOSITION OF NEOPROTEROZOIC EVAPORITES USING COUPLED CHEMISTRY AND BORON ISOTOPE COMPOSITIONS (?11B): THE EXAMPLE OF THE SALT RANGE, PUNJAB, PAKISTAN |
| 9.1.Results and discussion |
| 9.1.1.B isotope compositions and ion concentrations |
| 9.1.2.Boron sources |
| 9.1.3.B isotope fractionation between halite and brines in the SR area |
| 9.1.4. δ11B and Paleoclimate:geological implications |
| 9.1.5.Boron isotopes:a global Comparison |
| 9.2.Conclusions |
| CHAPTER 10.SUMMARY AND FUTURE WORK |
| 10.1.Summary |
| 10.2.Problems solved |
| 10.3.Future work(s)and recommendations |
| APPENDIX Ⅰ(SAMPLING AREA) |
| APPENDIX Ⅱ(ABBREVIATIONS) |
| REFERENCES |
| ACKNOWLEDGEMENTS |
| CURRICULUM VITAE(with PUBLICATIONS) |
（5）喀斯特关键带碳的生物地球化学特征及其对降雨事件的响应（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.1.1 地球关键带 |
| 1.1.2 喀斯特关键带碳循环研究 |
| 1.1.3 碳循环与碳酸盐岩风化 |
| 1.1.4 碳同位素特征及演化 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 喀斯特土壤剖面中碳的研究现状 |
| 1.2.2 喀斯特流域水体中碳的研究现状 |
| 1.2.3 问题与启示 |
| 1.3 研究设计 |
| 1.3.1 研究思路和目标 |
| 1.3.2 研究内容 |
| 1.3.3 研究路线 |
| 第2章 研究区域概况 |
| 2.1 典型喀斯特流域—后寨河流域 |
| 2.2 喀斯特关键带监测点—陈旗流域 |
| 第3章 样品采集与分析 |
| 3.1 土壤和岩石样品的采集 |
| 3.2 土壤和岩石样品的分析 |
| 3.2.1 土壤含水率和容重分析 |
| 3.2.2 土壤pH分析 |
| 3.2.3 土壤有机碳和无机碳浓度分析 |
| 3.2.4 土壤以及岩石样品无机碳同位素的前处理 |
| 3.2.5 土壤有机碳同位素的前处理 |
| 3.3 水样的采集 |
| 3.3.1 陈旗流域泉水样品的高频次采集 |
| 3.3.2 陈旗流域井水样品的降雨过程采集 |
| 3.3.3 陈旗流域地表-地下水样品的降雨过程采集 |
| 3.3.4 后寨河流域水体样品的月度采集 |
| 3.4 水样的分析 |
| 3.4.1 水质参数现场分析 |
| 3.4.2 三维荧光光谱测量及平行因子分析 |
| 3.4.3 水化学分析 |
| 3.4.4 水中溶解性无机碳和有机碳浓度分析 |
| 3.4.5 水中溶解性无机碳同位素的前处理 |
| 3.4.6 水中溶解性有机碳同位素的前处理 |
| 3.5 碳同位素的测定 |
| 3.5.1 稳定碳同位素的测定 |
| 3.5.2 放射性碳同位素的测定 |
| 第4章 喀斯特关键带土壤中碳的动态变化及影响因素 |
| 4.1 结果与分析 |
| 4.1.1 土壤理化特征 |
| 4.1.2 土壤有机碳及其同位素变化特征 |
| 4.1.3 土壤无机碳及其同位素特征 |
| 4.2 讨论 |
| 4.2.1 影响土壤碳变化的因素 |
| 4.2.2 土壤碳浓度与同位素变化 |
| 4.2.3 土壤碳储量动态变化及其与土地利用的关系 |
| 4.3 小结 |
| 第5章 喀斯特关键带中水化学和溶解性碳对降雨事件的响应 |
| 5.1 泉水高分辨率数据的结果与分析 |
| 5.1.1 水文和水化学特征 |
| 5.1.2 溶解性有机质三维荧光光谱特征 |
| 5.1.3 溶解性碳及其同位素特征 |
| 5.1.4 化学稳态分析 |
| 5.1.5 滞时特征分析 |
| 5.2 井水样品的结果与分析 |
| 5.2.1 水文和水化学特征 |
| 5.2.2 溶解性碳及其同位素特征 |
| 5.3 地表-地下水样品的结果与分析 |
| 5.3.1 水文和水化学特征 |
| 5.3.2 溶解性碳及其同位素特征 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 C-Q关系的影响因素 |
| 5.4.2 水化学的滞时分析 |
| 5.4.3 溶解性碳及其与流量关系的动态变化和控制因素 |
| 5.4.4 地表-地下水在降雨过程中的相互响应特征 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 喀斯特流域水化学以及溶解性碳的时空变化 |
| 6.1 结果与分析 |
| 6.1.1 水文参数的时空变化特征 |
| 6.1.2 水化学组成的时空变化特征 |
| 6.1.3 溶解性碳及其同位素的时空变化特征 |
| 6.2 讨论 |
| 6.2.1 影响水化学和溶解性碳时空变化的因素 |
| 6.2.2 流域水体中δ~(13)CDIC的变化和控制因素 |
| 6.2.3 DIC来源的动态变化 |
| 6.2.4 喀斯特流域中溶解性碳的来源及其迁移转化 |
| 6.2.5 喀斯特流域环境水化学与水环境质量的变化 |
| 6.3 小结 |
| 第7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 |
| 发表论文和参加科研情况说明 |
| 致谢 |
（6）湖泊环境中天然有机质的来源、特性和转化机制（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| Chapter 1 General introduction |
| 1.1 Dissolved organic matter(DOM)in aquatic environment |
| 1.2 Colored and chromophoric dissolved organic matter(CDOM)in aquatic environment |
| 1.3 Fluorescent dissolved organic matter(FDOM)in aquatic environment |
| 1.4 PARAFAC modeling |
| 1.5 FDOM and its Characterization Using EEM Spectroscopy |
| 1.6 DOM in Freshwater |
| 1.6.1 DOM transformations and its photo-microbial reactivity |
| 1.6.2 Anthropogenic and land use impacts on DOM |
| 1.6.3 Rainwater DOM fluorescence |
| 1.6.4 Temporal variation in DOM source and dynamics |
| 1.7 High-temperature or global warming(GW)effects |
| 1.7.1 High-temperature or global warming(GW)effects on DOM and its biogeochemical cycling |
| 1.7.2 Different responses of Guizhou and Tianjin to GW |
| 1.8 Geological and geomorphic characteristics of Guizhou province |
| 1.8.1 Lithologic characteristics of strata |
| 1.8.2 Characteristics of strata and geological structure |
| 1.8.3 Hydrogeological characteristics |
| 1.9 Aims and objectives |
| Chapter 2 Materials and methods |
| 2.1 Sampling site |
| 2.1.1 Reservoir system |
| 2.1.2 diurnal samples |
| 2.2 Analytical methods |
| 2.2.1 Absorption measurements |
| 2.2.2 Fluorescence EEM measurements and PARAFAC model |
| 2.2.3 Some other physical,chemical parameters |
| Chapter 3 Results and discussion |
| 3.1 Sources,characteristics and transformation of FDOM in Pingzhai reservoir |
| 3.1.1 Winter vertical mixing and summer stratification controls water temperature,p H and dissolved oxygen |
| 3.1.2 Spectral character and spatial distribution of CDOM |
| 3.1.3 The characteristics of fluorescent components in inflowing,surface,deeper and outflowing water |
| 3.1.4 Effect of seasonal variation on fluorescent components |
| 3.1.5 Temporal and spatial changes brought about by dam interception |
| 3.2 Sources,characteristics and transformation of FDOM in Hongfeng reservoir |
| 3.2.1 Physiochemical properties and its linkages with winter vertical mixing and summer stratification |
| 3.2.2 CDOM absorption characteristics and its spatial distribution |
| 3.2.3 Characterization of fluorescent DOM(FDOM)using EEM-PARAFAC modeling |
| 3.2.4 Transformation dynamics of fluorescent components in the inflowing-reservoir-outflowing continuum waters under dam interception |
| 3.3 Sunlight-mediated high-temperature can accelerate diurnal production-degradation transformations of lake fluorescent DOM:new insights into mechanisms |
| 3.3.1 Temperature-dependent diurnal characteristics of fluorescent components |
| 3.3.2 Seasonal characteristics of FDOM and their transformation in three closed lakes |
| 3.3.3 Production-degradation transformation of FDOM and their mechanisms |
| Chapter4 General conclusions |
| Reference |
| Publications |
| Acknowledgement |
（7）巴基斯坦Rohri Canal Command灌区地下水化学特征及资源评价（论文提纲范文）
| MUHAMMAD AFNAN TALIB |
| 摘要 |
| Abstract |
| Dedication |
| Chapter 1 Introduction |
| 1.1 Problem statement |
| 1.1.1 Groundwater declination |
| 1.1.2 Prevalent salinization and water-logging condition |
| 1.1.3 Groundwater quality deterioration |
| 1.1.4 Purpose of the study |
| 1.2 Objectives of the study |
| 1.2.1 Objectives |
| 1.2.2 Research Questions |
| 1.3 Methodology |
| 1.4 Innovation in the study |
| 1.5 Chapter description |
| Chapter 2 Literature Review |
| 2.1 Hydrochemistry characteristics study review |
| 2.2 Groundwater resource assessment method study review |
| 2.2.1 Groundwater quantity assessment methods |
| 2.2.2 Groundwater quality assessment methods |
| 2.3 Global change and the groundwater management challenge |
| 2.3.1 Stresses to water management |
| 2.3.2 An overview of global degradation issues |
| 2.3.3 Groundwater Quality Degradation Issues |
| 2.3.4 Arsenic contamination and its prevalence |
| 2.3.5 Previous groundwater studies in Sindh province |
| 2.4 Summary of the existing problems |
| Chapter 3 Background of the study area |
| 3.1 Sindh Province |
| 3.1.1 Location |
| 3.1.2 Topography and Drainage |
| 3.2 Geology |
| 3.2.1 Formations and lithology |
| 3.2.2 Tectonic framework |
| 3.3 Hydrogeology |
| 3.4 Groundwater occurrence |
| 3.4.1 Groundwater quality |
| Chapter 4 Hydrogeochemical Characterization and Groundwater Quality Assessment |
| 4.1 Introduction |
| 4.2 Materials and methods |
| 4.2.1 Sampling and analysis |
| 4.2.2 Statistical data analysis |
| 4.3 Results and discussion |
| 4.3.1 Chemical characteristics of water |
| 4.3.2 Sources of major ions and hydrogeochemical evolution |
| 4.3.3 Groundwater quality assessment |
| 4.4 Summary |
| Chapter 5 Anthropogenic and geogenic sources of arsenic mobilization and human health risk assessment |
| 5.1 Introduction |
| 5.2 Material and methods |
| 5.2.1 Spatial interpolation |
| 5.2.2 Influencing factors |
| 5.2.3 Reclassification and frequency equivalence |
| 5.3 Arsenic distribution in groundwater and Influencing factors |
| 5.3.1 Arsenic distribution in groundwater |
| 5.3.2 Frequency matching analysis |
| 5.3.3 Influencing factors vs arsenic concentration |
| 5.4 Human health risk assessment of groundwater arsenic contamination |
| 5.4.1 Contamination assessment |
| 5.4.2 Human health risk assessment |
| 5.4.3 Human health risk |
| 5.4.4 Characteristics of arsenic contamination |
| 5.5 Summary |
| Chapter 6 Quantitative Assessment of Groundwater Resources(Numerical Modeling Approach) |
| 6.1 Introduction |
| 6.2 Conceptual Model and Mathematical Model |
| 6.2.1 Conceptual Model |
| 6.2.2 Mathematical Model |
| 6.3 Numerical methods |
| 6.3.1 Finite-difference method |
| 6.3.2 Software and model selection |
| 6.4 Numerical model of groundwater flow in the Rohri canal command aquifer |
| 6.4.1 Model domain and discretization |
| 6.4.2 Initial heads and boundaries |
| 6.4.3 Model parameters |
| 6.4.4 Source and Sinks |
| 6.5 Calibration |
| 6.5.1 Steady state simulation |
| 6.5.2 Transient state simulation |
| 6.6 Groundwater quantity assessment and development scenarios prediction |
| 6.6.1 Groundwater quantity assessment |
| 6.6.2 Current usage assessment of groundwater in study area |
| 6.6.3 Some scenarios of groundwater development and predictive evaluation |
| 6.7 Summary |
| Chapter 7 Conclusions and recommendations |
| 7.1 Overview of the study and issues |
| 7.2 Main findings of the study |
| 7.3 Suggestions and Recommendation |
| Acknowledgement |
| References |
（8）滇南退化喀斯特生态系统土壤和植物对水分添加的响应（论文提纲范文）
| Abstract |
| 摘要 |
| Chapter 1 Introduction |
| 1.1 Karst Ecosystems |
| 1.2 Degraded Karst Ecosystems in Southwestern China |
| 1.2.1 Characteristics of soils in degraded karst areas |
| 1.2.2 Characteristics of plants in degraded karst areas |
| 1.2.3 Potential effects of climate change on soils and plants in degraded karst areas |
| 1.3 Soil Microbiology |
| 1.3.1 Soil habitat |
| 1.3.2 Soil microorganisms |
| 1.4 Ecological Stoichiometry |
| 1.4.1 General concepts |
| 1.4.2 Terrestrial ecosystems |
| 1.4.3 C/N/P/K of organisms and ecosystems in a changing world |
| 1.5 Eco-Metabolomics |
| 1.5.1 Climate change and metabolomic fluxes |
| 1.5.2 Current challenges in plant eco-metabolomics |
| 1.6 Significance and Main Contents of Study |
| 1.6.1 Objectives and significance |
| 1.6.2 Research framework |
| Chapter 2 Effects of Water Addition on Elemental Stoichiometry of Soils |
| 2.1 Introduction |
| 2.2 Material and Methods |
| 2.2.1 Study area |
| 2.2.2 Experimental design |
| 2.2.3 Soil sampling |
| 2.2.4 Soil pH and soil water content measurement |
| 2.2.5 Soil elemental analysis |
| 2.2.6 Statistical analysis |
| 2.3 Results |
| 2.3.1 Variations of elemental concentrations of karst soil with water addition |
| 2.3.2 Effects of water addition on soil elemental stoichiometry |
| 2.3.3 Seasonal variation in soil elemental stoichiometry |
| 2.3.4 Correlations of soil elemental concentrations and stoichiometric ratios with soil water content and pH |
| 2.4 Discussions |
| 2.4.1 Seasonal variation in the soil moisture and soil pH due to increased precipitation |
| 2.4.2 Water addition altered elemental concentration of the karst soils in both the dry and wet seasons |
| 2.4.3 Water addition altered elemental stoichiometry of the karst soils in both the dry and wet seasons |
| 2.5 Summary |
| Chapter 3 Responses of Soil Microbial Community and Elemental Composition to Water Addition |
| 3.1 Introduction |
| 3.2 Materials and Methods |
| 3.2.1 Soil sampling |
| 3.2.2 Elemental analysis |
| 3.2.3 DNA extraction,amplification and sequencing |
| 3.2.4 Bioinformatics |
| 3.2.5 Data analysis |
| 3.3 Results |
| 3.3.1 Effect of water addition on microbial diversity |
| 3.3.2 Responses of microbial community composition to water addition |
| 3.3.3 Microbial characteristics shifts versus soil environmental variables |
| 3.4 Discussions |
| 3.4.1 Water addition altered elemental concentrations of karst soils during both dry and wet seasons |
| 3.4.2 Water addition alters soil microbial community structures through changes in soil conditions |
| 3.4.3 Seasonal variations in microbial composition and diversity |
| 3.5 Summary |
| Chapter 4 Differential Stoichiometric Responses of Shrubs and Grasses to Water Addition |
| 4.1 Introduction |
| 4.2 Materials and Methods |
| 4.2.1 RCBD design |
| 4.2.2 Measurements of precipitation and the sampling of plants and soils |
| 4.2.3 Soil water content and pH measurement |
| 4.2.4 Elemental analysis |
| 4.2.5 Calculating regulation coefficients |
| 4.2.6 Statistical analysis |
| 4.3 Results |
| 4.3.1 Variation of elemental concentrations in soils |
| 4.3.2 Effects of water addition on elemental concentrations in shrubs and grasses |
| 4.3.3 Regulation coefficient for elements in shrubs and grasses |
| 4.4 Discussions |
| 4.4.1 Sensitivity of metal elements of soils to water addition in degraded karst areas |
| 4.4.2 Differential variation of elemental concentrations in shrubs and grasses with water addition |
| 4.4.3 Contrasting patterns of leaf K stoichiometry in shrubs and grasses with water addition |
| 4.4.4 Relationship between soil and leaf elements |
| 4.5 Summary |
| Chapter 5 Differential Metabolic Responses of Shrubs and Grasses to Water Addition |
| 5.1 Introduction |
| 5.2 Materials and Methods |
| 5.2.1 Metabolite extraction and derivation |
| 5.2.1.1 Gas chromatography-mass spectrometry(GC-MS)analysis |
| 5.2.1.2 UPLC-QTOF-MS/MS analysis |
| 5.2.2 Data analysis |
| 5.3 Results |
| 5.3.1 Metabolic responses of plants to water additions |
| 5.3.2 Metabolic regulations during watering treatments |
| 5.3.3 Variation in different metabolites to water additions |
| 5.3.3.1 Amino acids |
| 5.3.3.2 Organic acids |
| 5.3.3.3 Sugars |
| 5.3.3.4 Sugar alcohols and other metabolites |
| 5.3.4 Effects of water addition on the lipid composition |
| 5.3.5 Effects of water additions on metabolic pathways |
| 5.4 Discussions |
| 5.4.1 Lipid biosynthesis |
| 5.4.2 Increased sphingolipids indicated water addition as stress for karst plants |
| 5.4.3 Essential metabolites responses of different plants to increasing precipitation |
| 5.4.3.1 Amino acid changes under well-water conditions |
| 5.4.3.2 Carbohydrate changes under well-water conditions |
| 5.4.3.3 Effects of well-water treatments on organic acids |
| 5.4.3.4 Changes in sugar alcohols and secondary metabolites under well-water treatments |
| 5.4.4 Opposite responses of grasses and shrubs to changes in precipitation |
| 5.5 Summary |
| Chapter 6 Interactions between Soils and Plants in Response to Water Addition in a Karst Ecosystem |
| 6.1 Stoichiometric Relationships of Soil Nutrients Are a Key Indicator of Nutrient Availability |
| 6.2 The Role of Soil Microorganisms in Plant Mineral Nutrition |
| 6.3 Strong Correlations between Leaf Stoichiometry and Metabolome |
| Chapter 7 Conclusions and Prospects |
| 7.1 Achievements |
| 7.2 Main Innovation Points |
| 7.3 Future Work |
| Bibliography |
| Appendix |
| Publications |
| Acknowledgements |
（9）西江流域河流化学风化及其碳汇效应研究（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| §1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.1.1 应对全球气候变化最新国际形势 |
| 1.1.2 中国二氧化碳减排增汇压力大 |
| 1.1.3 河流化学风化形成的地质碳汇效应 |
| §1.2 化学风化国内外研究现状 |
| 1.2.1 地质碳汇与全球碳循环和遗失汇 |
| 1.2.2 硅酸盐岩风化地质碳汇 |
| 1.2.3 碳酸盐岩风化地质碳汇 |
| 1.2.4 硫酸参与的化学风化 |
| §1.3 河流化学风化过程中常用指标特征及风化指示 |
| 1.3.1 溶解碳同位素地球化学特征 |
| 1.3.2 锶同位素比值地球化学特征 |
| 1.3.3 微型生物 |
| §1.4 发展趋势及存在问题 |
| §1.5 研究内容及创新点 |
| 1.5.1 研究主要内容 |
| 1.5.2 创新点 |
| §1.6 技术路线 |
| 第二章 研究区概况和研究方法 |
| §2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 研究区选取 |
| 2.1.2 西江流域概况 |
| 2.1.3 工作量设及取样原则 |
| §2.2 实验方法 |
| 2.2.1 采样指标 |
| 2.2.2 样品测试 |
| 2.2.3 数据分析与整理 |
| 第三章 不同降雨-水文过程中河流化学风化过程 |
| §3.1 现场监测及样品采集 |
| §3.2 各端元对无机碳的影响 |
| §3.3 无机碳来源动态贡献率 |
| §3.4 无机碳通量动态贡献率 |
| §3.5 无机碳通量计算 |
| §3.6 本章小结 |
| 第四章 水体细菌对岩溶无机碳稳定性研究影响 |
| §4.1 现场监测及样品采集 |
| §4.2 研究区水体细菌固碳作用 |
| 4.2.1 细菌丰度分析 |
| 4.2.2 影响细菌丰度环境因子 |
| §4.3 研究区有机碳向惰性有机碳转变特征及影响因素分析 |
| 4.3.1 惰性有机碳测试方法建立及固碳作用 |
| 4.3.2 有机碳向惰性有机碳转变特征及影响因素分析 |
| §4.4 本章小结 |
| 第五章 水文地球化学特征对河流化学风化控制因素的指示意义 |
| §5.1 现场监测及样品采集 |
| §5.2 分析方法 |
| 5.2.1 半方差模型(Semivariance analysis)简介 |
| 5.2.2 路径模型(Path Modeling)简介 |
| §5.3 水化学测试结果 |
| §5.4 SR稳定同位素水文地球化学特征 |
| 5.4.1 结构性因素及随机性因素划分 |
| 5.4.2 Sr元素及其同位素空间结构特征 |
| 5.4.3 Sr元素及其同位素空间结构影响因素 |
| §5.5 路径模型分析 |
| §5.6 本章小结 |
| 第六章 西江流域化学风化计算 |
| §6.1 碳通量计算方法、模型比较与选择 |
| §6.2 改进型反演模型 |
| 6.2.1 改进型反演模型计算方法及参数选取 |
| 6.2.2 改进型反演模型灵敏性探讨 |
| §6.3 改进型反演模型结果及验证 |
| §6.4 本章小结 |
| 第七章 西江流域碳汇效应综合估算 |
| §7.1 碳汇通量综合计算方法 |
| 7.1.1 各端元风化速率及碳通量计算 |
| 7.1.2 惰性有机碳通量计算 |
| 7.1.3 最终估算计算结果 |
| 7.1.4 未来与展望 |
| §7.2 计算不足 |
| §7.3 小结 |
| 第八章 结论及建议 |
| §8.1 结论 |
| §8.2 存在的不足 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（10）北方半干旱岩溶区岩溶碳汇过程及效应研究 ——以山西柳林泉岩溶流域为例（论文提纲范文）
| 作者简介 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪言 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外相关研究现状 |
| 1.2.1 岩石风化碳汇积极参与全球碳循环是重要的前沿研究领域 |
| 1.2.2 岩溶碳汇是地质碳汇的主要组成部分 |
| 1.2.3 岩溶碳汇评价方法 |
| 1.2.4 硫酸风化机制及与区域碳循环的关系为科学家们最为关注的科学问题 |
| 1.2.5 半干旱区土壤次生碳酸盐沉积是影响试片溶蚀速率的关键因素 |
| 1.2.6 同位素水文地球化学法是碳汇研究的重要手段 |
| 1.2.7 柳林泉岩溶流域研究现状 |
| 1.2.8 发展趋势及存在问题 |
| 1.3 研究内容、技术路线与创新点 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线与工作方法 |
| 1.3.3 论文主要创新点 |
| 第二章 柳林泉岩溶流域地质背景条件 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 地形地貌 |
| 2.1.3 气象与水文 |
| 2.1.4 社会经济状况 |
| 2.2 地质背景条件 |
| 2.2.1 地层岩性 |
| 2.2.2 地质构造 |
| 2.3 柳林泉岩溶地下水系统 |
| 2.3.1 柳林泉岩溶水系统边界 |
| 2.3.2 柳林泉岩溶地下水系统特征 |
| 2.4 地下水类型及赋存特征 |
| 2.5 补给、径流、排泄条件 |
| 第三章 柳林泉岩溶流域生态环境条件 |
| 3.1 植被类型组成与覆盖 |
| 3.1.1 材料与方法 |
| 3.1.2 结果 |
| 3.2 土壤类型组成与分布 |
| 3.2.1 调查方法 |
| 3.2.2 结果 |
| 3.3 土壤地球化学特征 |
| 3.3.1 材料和方法 |
| 3.3.2 结果与讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 溶蚀实验及影响因素分析 |
| 4.1 溶蚀实验及碳汇强度计算 |
| 4.1.1 材料和方法 |
| 4.1.2 溶蚀实验结果 |
| 4.1.3 讨论 |
| 4.2 土壤次生碳酸盐来源及对溶蚀实验的影响 |
| 4.2.1 材料和方法 |
| 4.2.2 结果与分析 |
| 4.3 土壤系统影响溶蚀与沉积作用发生的机制 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 流域的水化学与同位素特征 |
| 5.1 取样点的分布与测试 |
| 5.1.1 取样点基本情况及分布 |
| 5.1.2 样品分析测试 |
| 5.2 流域地下水水化学特征 |
| 5.2.1 物理指标特征 |
| 5.2.2 离子组分特征 |
| 5.2.3 水化学类型 |
| 5.2.4 CO_2分压和饱和指数 |
| 5.3 碳同位素特征及来源 |
| 5.3.1 δ~(13)C_(DIC)组成与空间分布 |
| 5.3.2 基于δ~(13)C的岩溶地下水碳来源及变化 |
| 5.4 硫同位素特征及来源 |
| 5.4.1 δ~(34)S组成与空间分布 |
| 5.4.2 不同来源的SO_4~(2-)所占比例计算 |
| 5.5 本章小结 |
| 第六章 硫酸参与溶蚀及岩石风化碳汇通量 |
| 6.1 地下水中离子组分来源分析 |
| 6.1.1 地下水离子组分来源识别 |
| 6.1.2 主要离子的来源 |
| 6.2 硫酸参与碳酸盐岩溶蚀 |
| 6.2.1 硫酸参与溶解的水化学证据 |
| 6.2.2 碳酸和硫酸共同风化碳酸盐岩的δ~(13)C_(DIC)证据 |
| 6.2.3 硫酸参与溶蚀的比例计算 |
| 6.3 流域碳汇通量及影响因素 |
| 6.3.1 流域不同岩石风化过程对CO_2的影响 |
| 6.3.2 Galy方法计算岩石风化碳汇通量 |
| 6.4 本章小结 |
| 第七章 结论与建议 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 建议 |
| 附录 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
四、The hydrogeochemistry of the Wujiang River drainage system in Guizhou, China (Ⅱ)——Variations in concentrations of dissolved trace elements in karst river water and their controlling factors（论文参考文献）
- [1]Influence of cascade reservoirs on spatiotemporal variations of hydrogeochemistry in Jinsha River[J]. Qiu-sheng Yuan,Pei-fang Wang,Juan Chen,Chao Wang,Sheng Liu,Xun Wang. Water Science and Engineering, 2021(02)
- [2]Hydrogeochemistry of River Water in the Upper Reaches of the Datong River Basin, China: Implications of Anthropogenic Inputs and Chemical Weathering[J]. WANG Zhenxing,LI Xiangquan,HOU Xinwei. Acta Geologica Sinica（English Edition）, 2021(03)
- [3]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)
- [4]The Use of Elemental and B & Cl Stable Isotope Geochemistry to Unravel the Formation of Salt Rocks,Saline Lakes and Thermal Springs in Pakistan[D]. SYED ASIM HUSSAIN. 中国科学院大学(中国科学院青海盐湖研究所), 2020(04)
- [5]喀斯特关键带碳的生物地球化学特征及其对降雨事件的响应[D]. 覃蔡清. 天津大学, 2020(01)
- [6]湖泊环境中天然有机质的来源、特性和转化机制[D]. 刘奕君. 天津大学, 2019(01)
- [7]巴基斯坦Rohri Canal Command灌区地下水化学特征及资源评价[D]. Muhammad Afnan Talib. 中国地质大学, 2019(05)
- [8]滇南退化喀斯特生态系统土壤和植物对水分添加的响应[D]. Muhammad Umair. 上海交通大学, 2019(01)
- [9]西江流域河流化学风化及其碳汇效应研究[D]. 于奭. 中国地质大学, 2019(01)
- [10]北方半干旱岩溶区岩溶碳汇过程及效应研究 ——以山西柳林泉岩溶流域为例[D]. 黄奇波. 中国地质大学, 2019