青藏高原高寒凍土區生物結皮對淺層土壤水熱過程的影響

明 姣,孔令陽,趙允格,杜玉霞

1 中國科學院西北生態環境資源研究院 凍土工程國家重點實驗室, 蘭州 730000 2 吉林省水利科學研究院, 長春 130022 3 中國科學院水利部水土保持研究所黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室, 楊凌 712100

凍土是一種對溫度和外界因素極為敏感的負溫地質體[1],其穩定性和土壤的溫度場有著直接的聯系[1-2]。近年來,青藏高原淺層土壤溫度呈升高趨勢[3-4],從而導致凍土退化,嚴重影響多年凍土區地表熱量平衡、植被生長、水文循環和工程建設等生態水文過程[5-7]。因此,凍土土體水熱變化研究是凍土研究中一直被關注的問題[7-9]。而凍土區淺層土壤水熱狀態的變化與下墊面條件密切相關[10]。

20世紀70年代以來,隨著氣候的逐漸干旱化和人口、牲畜數量的迅速增加,青藏高原黃河源區生態環境急劇惡化,至20世紀末,植被退化面積占源區草地總面積1/3[11]。自2005年以來,隨著三江源地區“生態保護和建設”工程的具體實施(圍欄封育、退牧還草、沙漠化治理、濕地保護等)[11-12],生物結皮開始在該地區逐漸發育,其蓋度可高達52%[13-14],成為青藏高原高寒草甸退化過程中地被層的重要組成部分。生物結皮作為地表特殊的結構層,其可通過改變土壤理化屬性(顆粒組成、容重、孔隙度、養分含量等)、土壤反照率、土層水分狀況,而使土壤熱性質發生變化,繼而改變土體溫度[15-17]。迄今,關于生物結皮對土壤溫度的影響,其研究結果在不同區域存在較大差異。早期Belnap(1995)在美國猶他州沙漠地區的研究表明,藻-地衣結皮在冬夏分別增加土表溫度14、10 ℃[17]。在極地沙漠地區的研究也表明,在濕熱的夏季,深色生物結皮降低土壤表層溫度11.8 ℃,而在干冷的冬季,生物結皮則增加地表粗糙度,降低了地表反照率從而使土壤表層溫度升高[18-19]。然而,近年來楊永勝等人在中國毛烏素沙地研究則表明,生物結皮的覆蓋極顯著降低了地表土壤溫度[20-21]。同時,Xiao等研究也表明,在濕熱的夏季,生物結皮降低土壤表層溫度11.8 ℃,而在干冷的冬季,生物結皮則增加土壤表層溫度1.2 ℃[22]。因此,生物結皮對土壤溫度的影響可能由于生物結皮的組成、發育狀況、土壤濕度條件,下伏土壤性質以及氣候條件不同而不同[22-27]。

青藏高原地處中國西南邊陲,海拔高,氣候寒冷,植被類型獨特,被譽為“地球第三極”[28]。高寒凍土區土壤溫度是反映土壤水分相變(即凍融)過程中熱量傳遞的重要指標,長期淺層(0—30 cm)地溫升高會改變深層溫度、水分空間分布特征及土壤水熱耦合關系,引起凍土退化,進而影響凍土區生態平衡[29-33]。因此,該地區廣泛發育的生物結皮很可能成為影響凍土區淺層土壤水熱變化的關鍵影響因素之一。亟須探明生物結皮對青藏高原凍土區生物結皮對凍土淺層土壤水熱變化的影響,這也是明確生物結皮在高寒凍土區生態功能的前提。

為此,本文以青藏高原黃河源區瑪多縣附近的退化草甸中的生物結皮為研究對象,布設野外定點監測裝置,觀測生物結皮覆蓋下淺層凍土土體水溫變化過程,以探知高寒凍土區草甸退化過程中,生物結皮對下覆土體水溫變化的影響,為評估生物結皮在高寒地區生態功能提供理論基礎。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

觀測場地位于瑪多縣野馬灘,位于38°34′N,98°00′E,海拔4320 m。位于青海省南部(圖1),巴顏喀拉山北麓。該地屬于平原地區,平均海拔4200 m。植被類型以草地為主。區域氣候類型屬于青藏高原亞寒帶半干旱半濕潤型氣候[34-35],晝夜溫差大,年平均氣溫-1.6℃；年內降水多集中在5—9月,年內累積降水量407—582 mm；年累積蒸發量為484—584 mm[32]。該地區特有的地理位置和地形、地貌、水文、干燥寒冷的氣候條件決定了該區為季節凍土區,并形成鑲嵌著不連續多年凍土、零星高溫多年凍土和季節性凍土[36-37]。

圖1 高寒草甸凍土區生物結皮野外監測場地

1.2 場地布設及野外監測

1.2.1野外調查及采樣

于兩種(淺色藻結皮和深色藻結皮)不同類型生物結皮斑塊中,分別選取人為干擾較少、地形地貌呈現較高一致性、生物結皮發育穩定的5—6封禁地作為研究樣地,即每個樣地重復5—6次。每個樣地中隨機設定4個5 m×5 m的調查樣方(大樣方),每個大樣方中隨機選擇10個25 cm×25 cm的小樣方,調查生物結皮物種組成、蓋度及樣地植被的詳細情況。樣點的具體情況如表1。

表1 土壤采樣點基本情況

1.2.2場地布設及野外監測

2016年10月在研究區根據生物結皮的特征差異布置了3個水溫監測場地,分別為深色藻結皮,淺色藻結皮及裸地,每個樣點相距近100 m左右。地表狀況如圖2所示。在各場地5cm、15 cm、30 cm、50 cm深度處布設水溫一體溫度探頭(5TM, Campbell Scientic, Inc., 精度：0.1℃/0.08% WC)；采用HC2-S3 溫度探頭測量氣溫,其測量范圍-40—100℃,精度為±0.1℃；采用RG3-M 自動式雨量筒雨量記錄儀測定降水量,其量程0—127 cm/h, 精度±1.0%。所有的探頭與CR300數據采集器連接,進行自動采集,所有的要素為每10 min記錄一次數據。

圖2 高寒草甸退化過程中地表特征

生物結皮層及裸地表面土壤導熱系數測定：每種地表覆蓋下選擇三塊試驗樣地,每個樣地以梅花式選取5個點,使用導熱系數測定儀 KD2 Pro(Decagon)進行土壤導熱系數的測定,每種地表類型土壤導熱系數取15次測量平均值。

1.2.3數據處理

本文采用5—50 cm土壤溫度與土壤水分含量,其計算方法為：

式中,T10min為數采儀每10 min采集的溫度值,θ10min數采儀每10 min采集的土壤未凍水含水量；Th為數采儀每小時平均溫度,θh為每小時平均含水量；MST和MWC為日平均溫度和土壤含水量；MST1和MWC1為2016年10月—2017年10月日均溫及日均含水量,MST2和MWC2為2017年10月—2018年10月日均溫及日均含水量MSTm和MWCm為2016年—2018年日均溫及日均土壤含水量平均值。借助于Origin 9和SPSS 17.0完成數據處理和統計分析,針對各種類型的生物結皮及裸地土壤導熱系數及其理化屬性分別進行單因素方差分析,用LSD法進行多重比較,處理間差異均達5%顯著水平。選取深色藻結皮為代表,以2016—2018年日均溫度的平均值MSTm和日均含水量平均值MWCm,根據土壤溫度變化情況,分為3個階段,T<-4℃,-4℃4℃,進行水溫相關性分析。

2 結果分析

2.1 生物結皮及其覆蓋下淺層土體土壤導熱系數

土壤的導熱系數是反應土體熱量傳導的能力。通過野外實際測量可知生物結皮層土壤導熱系數顯著低于裸地(圖3),且深色藻結皮的導熱系數顯著低于淺色藻結皮。同時,深色藻結皮覆蓋下,0—30 cm 土層土壤導熱系數均顯著低于淺色藻結皮和裸地。然而淺色藻結皮0—10 cm土層土壤導熱系數亦低于裸地,在20—30 cm 土層,二者導熱系數沒有顯著差異。

圖3 生物結皮層土壤導熱系數

2.2 生物結皮對高寒草甸淺層土壤水分的影響

高寒地區土壤水分變化過程反映了土壤的干濕狀況,是地氣系統水循環中的重要組成部分。兩種類型生物結皮與裸地日均含水量隨時間變化情況如圖4所示。由圖4中可知,兩種類型生物結皮對土壤未凍水含量具有顯著的影響,但不同類型生物結皮對土壤不同土層土壤未凍水含量的影響不同。深色藻結皮對土壤含水量的影響主要集中在5—15 cm土層,對土壤30—50 cm土層未凍水含量影響較小：凍結期深色藻結皮覆蓋下5—50 cm 土層土壤含水量與裸地相比僅增加了0.4%,而融化期5—15 cm土層土壤含水量較裸地增加1%—5.4%(平均為2.9%),其中八月中上旬(8.1—8.16),深色藻結皮覆蓋下5 cm土層土壤含水量與裸地之間沒有顯著差異(差值<0.5%)；淺色藻結皮則對表層土壤含水量影響很小,其對土壤未凍水含量的影響主要集中在15—30 cm土層：在融化期,淺色藻結皮覆蓋下15 cm土層土壤含水量較裸地增加了2.3%,而淺色藻結皮在凍結期和融化期均增加了30 cm土層土壤含水量,含水量增量分別達3%—5%和5%—12%。

圖4 土壤淺層日均未凍水含量變化(深色藻結皮/裸地；淺色藻結皮/裸地)

2.3 生物結皮對高寒草甸淺層土壤溫度的影響

土壤的溫度變化體現了土壤能量狀況的變化過程,以土壤日平均溫度開始持續小于0℃為開始凍結日期,日平均溫度開始持續大于0℃為開始消融日期[38]。有無生物結皮覆蓋淺層土壤溫度年內變化過程可分為兩個時期：凍結期(11月—次年3月)和融化期(4月—10月)[39]。兩種類型生物結皮及裸地土壤日均溫年內動態如圖5所示。從圖5可知,生物結皮對土壤溫度的影響主要集中在融化期,凍結期兩種類型生物結皮在不同土層于裸地土壤溫度差異均不顯著；從表2中可知,在凍結期,兩種類型生物結皮對表層土壤溫度沒有顯著的影響,其平均溫差均小于0.5℃。而在融化期,兩種類型生物結皮均顯著降低了土壤溫度達0.8—1.9℃。同時,生物結皮對表層土壤溫度的影響顯著低于其下15—50 cm土層,且不同類型生物結皮,對土壤溫度的影響程度不同。表2顯示深色藻結皮覆蓋下土壤在0—50 cm土層深度處土壤溫度較裸地分別平均降低了1.1—2.1℃；而淺色藻結皮則較裸地分別降低了0.8—1.3℃,其降溫幅度低于深色藻結皮。

表2 兩種類型生物結皮覆蓋下不同土層土壤與裸地日均溫差(ΔT)

圖5 土壤淺層日均溫變化(深色藻結皮/裸地；淺色藻結皮/裸地)

2.4 生物結皮覆蓋下土壤水熱耦合過程

土壤中水分與溫度密切相關。本研究以深色藻結皮為例,選取深色藻結皮覆蓋下5cm土層土壤含水量及土壤溫度數據,進行相關性分析。圖6為生物結皮影響下土壤未凍水含量與溫度相關關系,由圖6A可知,生物結皮覆蓋下,凍土淺層土壤具有水熱耦合效應。土壤中未凍水含量與溫度變化的關系可以分為3個階段：(1)當MSTdark<-4℃時,土壤中未凍水含量基本保持在4.3%左右(圖6B)；(2)當-4℃ 4℃,土壤含水量 >10%,土壤含水量與土壤溫度呈反比(圖6D),土壤中未凍水含量的增加,土壤導熱系數增大,土壤含水量影響土壤溫度。同時隨著土壤土壤溫度的升高,土壤中未凍水含量的又逐漸顯著降低。

圖6 生物結皮覆蓋下土壤溫度與水分變化相關關系

3 討論

3.1 生物結皮對淺層凍土水分含量的影響

凍土的溫度、濕度等條件直接影響著凍土的分布、地氣相互作用及生態環境的變化[39]。生物結皮作為地表廣泛發育的地被層,其具有低容重、高孔隙度、高持水性等特點,因此生物結皮的存在能夠增加土壤表層含水量這一研究結論在很多研究中已經被證實[26,40]。生物結皮對土壤水分的影響程度與結皮類型有關,不同類型生物結皮其理化屬性(容重、孔隙度及厚度不同及有機質含量等)不同,對土壤水分的影響不同[13, 20-21]。肖波等人的研究也表明蘚類生物結皮其結皮層土壤含水量顯著高于藻類結皮[27, 41]。本研究結果表明,兩種類型生物結皮對土壤未凍水含量及分布的影響在不同凍結融化期內存在顯著差異。生物結皮對土壤含水量的影響與其持水性有關。如表3所示,由于深色藻結皮容重較低,孔隙度較大,其田間持水量顯著高于淺色藻結皮和裸地,淺色藻結皮持水性高于裸地[13]。故深色藻結皮在凍結期內,對5—50 cm土層土壤未凍水含量均沒有顯著影響；而在融化期由于其高持水性,顯著增加了5—15 cm土層土壤含水量,而對30—50 cm土層土壤含水量沒有顯著影響。淺色藻結皮則與之相反,在整個凍結融化期內,均顯著增加了15—30 cm土層土壤含水量,而對表層土壤未凍水含量沒有顯著影響。生物結皮對土壤未凍水分布狀況的影響則與生物結皮的滲透性有關。從表3可見,深色藻結皮的初始入滲速率為0.20 mm/min,顯著低于淺色藻結皮,表明淺色藻結皮具有快速吸收降雨產生水分的能力。由于該區域降水主要發生在5—9月,加之深色藻結皮厚度較大,持水性強,故導致深色藻結皮在融化期顯著增加了5—15 cm土壤含水量,而對下層土壤含水量沒有顯著影響。同時,在8月中上旬,深色藻結皮覆蓋下5 cm土層土壤含水量與裸地沒有顯著差異。由于7月底8月初,太陽輻射最強,氣溫達到全年最高,土壤蒸發量較大,使得深色結皮層土壤含水量顯著降低,驗證了土壤溫度驅動蒸發作用也是影響土壤含水量的重要因子之一[42-43]。但淺色藻結皮厚度較薄,滲透速率較深色藻結皮高(表3),因此其能夠快速吸收降雨產生的徑流,水分向下層遷移,使得30 cm土層土壤含水量顯著增加,吸收的水分貯存在30 cm土層。因此,其土壤未凍水含量顯著性高于裸地。

表3 生物結皮基本屬性

3.2 生物結皮對淺層凍土溫度的影響

生物結皮對土壤溫度的影響主要有兩方面：一方面,生物結皮的發育改變地表顏色,從而改變地表反照率,增加或減少進入土層、使土壤溫度升高的熱量；另外,生物結皮作為地表的特殊結構層,其具有自身的結構及特殊的理化屬性,熱性質也隨之發生改變,故影響土壤溫度變化[16,20-24]。早期有研究表明覆被在地表深色的生物結皮,可通過吸收更多太陽輻射而使土壤溫度升高[17-18]。本研究區主要以深色及淺色藻結皮為主,其覆蓋度可達35%—45%。而研究結果卻表明,該區生物結皮的存在顯著降低了凍土淺層土壤溫度。由此可見,生物結皮由于改變地表顏色從而導致地表反照率的改變并不是凍土區導致土壤溫度變化的主要原因。凍土區生物結皮對土壤溫度的影響與土壤的凍結融化期相關。在凍結期,生物結皮對土壤淺層溫度沒有顯著的影響；在融化期,生物結皮均顯著降低了土壤溫度。不同氣候類型區及生態環境條件下,生物結皮的發育狀況及其理化屬性不同,因此其對土壤溫度的影響也不同[18,21-22]。肖波等人在黃土高原的研究結果表明,在濕熱的夏季,生物結皮降低土壤表層溫度11.8℃[22]。楊永勝等在沙區的研究結果也表明生物結皮的覆蓋極顯著降低了地表的土壤溫度[21],這些研究結果與我們的研究結果有相似之處。由于凍結期,生物結皮及其下層土壤均處于凍結狀態,生物結皮層的含冰量與裸地的差異并不足以引起土壤熱性質的變化[44]。加之,生物結皮由于其較低的導熱系數(圖3),地氣之間熱傳遞較慢,相當于土體表面保溫層,在凍結期對凍土具有一定的保溫作用,但其對土壤溫度的影響并不顯著。而在融化期,由于生物結皮層能夠固持較多的水分,結皮層熱容量隨著土壤含水量的增加而增大,生物結皮層存儲的熱量增加,其向下傳遞的熱量減少[44]。與此同時,在融化期,生物結皮的多孔結構中孔隙被水分填充較多,能夠在融化期(暖季)阻止空氣中熱量向土壤中擴散,能夠降低下層土壤溫度。再者,生物結皮能夠顯著提高土壤中碳氮含量,形成一個富含有機質層。有機質作為不良導體,在融化期阻止土體中冷量的流出,也延緩了下覆土體的升溫[21,45],亦對土壤具有降溫的效應。

生物結皮對土壤溫度的影響與生物結皮的類型有關,深色藻結皮覆蓋下土壤在5—50 cm土層深度處土壤溫度較裸地分別平均降低了1.1—2.1 ℃；淺色藻結皮則較裸地分別降低了0.8—1.8℃,其降溫幅度較深色藻結皮低。由于淺色藻結皮的土壤有機質含量顯著低于深色藻結皮,同時其田間持水量也顯著低于深色藻結皮,故其熱容量在融化期較深色藻結皮低,對土壤溫度的影響也較小,亦表明生物結皮可通過增加土壤有機質而產生隔熱效應及在融化期增加土壤含水量從增加自身儲熱量而對下層土體溫度產生影響[22-25]。

3.3 水溫相關關系

水熱因子在土壤中相互影響、相互聯系、相互制約。通過分析生物結皮層土壤水分和溫度的相關關系發現,生物結皮覆蓋下土壤含水量與土壤溫度密切相關,表明土壤中水熱運動的相互耦合作用[20,46-47]。本研究結果表明當MSTdark<-4℃時,生物結皮覆蓋下,土壤中未凍水含量并未隨著土壤溫度的變化,保持在4.3%左右。表明生物結皮在凍結期對土壤溫度影響不顯著。驗證了生物結皮對土壤溫度的影響與土壤中水分含量密切相關[20-21]。當-4℃ 4℃時,隨著溫度的增加,土壤含水量因蒸發作用逐漸降低。圖7為不同地表覆蓋下,土壤剖面水分含量變化。由圖7可知,當土壤溫度從0—12℃,土壤表層含水量逐漸增大,而當土壤溫度溫度繼續升高至15℃時,深色藻結皮表層0—15 cm土壤含水量低于6℃及12℃時土壤含水量,而下層土壤含水量沒有顯著變化。可能是由于地表溫度高于15℃時,土壤蒸發作用較為強烈,減少了表層土壤水分,驗證了土壤溫度驅動蒸發作用是深色藻結皮影響土壤含水量的重要因子[43,49]。同時,蒸發作用耗能,降低了淺層土壤的溫度。因此,深色藻結在溫度較高時強烈的蒸發作用是融化期降低土壤溫度的主要因素之一。

圖7 不同溫度下土壤未凍水含量剖面變化

淺色藻結皮和裸地0—15 cm土層土壤含水量在15℃時略低于6℃及12℃時土壤含水量,但差異不顯著。表明淺色藻結皮對土壤溫度的影響較深色藻結皮低。然而,隨著土壤溫度的增加,淺色藻結皮30 cm土層處土壤含水量顯著增加,圖8為不同溫度下土壤未凍水儲量剖面變化。從圖7及圖8可知,隨著溫度升高,30 cm土層處土壤未凍水含量及儲量均顯著增加。因此淺色藻結皮在融化期降低了下層15—50 cm土層土壤的溫度。長期淺層土體的溫度降低對凍土的保護具有極為重要的作用,同時,由圖8可知,由于生物結皮的存在,增加了下層0—50 cm土層土體未凍水的儲量,對高寒凍土區植被恢復及生態環境具有重要意義[1,50]。

圖8 不同溫度下土壤未凍水儲量剖面變化

4 結論

(1)生物結皮對凍土淺層土壤水熱過程具有顯著的影響,而其影響主要發生在土壤融化期內,在凍結期生物結皮對土水熱過程沒有顯著的影響；同時,生物結皮對土壤水熱過程的影響不僅與土壤的凍結融化期有關,還與生物結皮的類型密切相關,不同類型生物結皮對土壤的未凍水含量和溫度的影響不同：

在融化期內,生物結皮增加了凍土淺層土壤水分,其中深色藻結皮增加了0—15 cm土層土壤含水量,而淺色藻結皮卻顯著增加了30 cm土層土壤含水量；同時,生物結皮降低凍土淺層(15—50 cm)土壤溫度,其中深色藻結皮的降溫效應顯著高于淺色藻結皮。

(2)凍土地區生物結皮覆蓋下淺層土壤具有水熱耦合效應：根據淺層土壤水熱運移特征可將深色藻結皮覆蓋下凍土淺層水熱過程分為兩個階段：

土壤未凍水含量<10% 時(土壤溫度<4℃),土壤溫度影響土壤含水量,其中T<-4℃時,土壤處于完全凍結狀態,生物結皮層覆蓋下,土壤未凍水含量保持在4.3%左右；-4℃10% 時(土壤溫度 > 4℃), 隨著土壤溫度升高,土壤中未凍水含量的降低。同時土壤含水量影響土壤溫度, 隨著土壤含水量的增加,土壤溫度降低。