青海湖流域高寒草甸季節凍土土壤溫濕變化特征①

馬晶晶，王 佩*，鄧鈺婧，馬娟娟，孫海濤，陳 奇

青海湖流域高寒草甸季節凍土土壤溫濕變化特征①

馬晶晶1,2，王 佩1,2*，鄧鈺婧2，馬娟娟2，孫海濤2，陳 奇2

(1北京師范大學地表過程與資源生態國家重點實驗室，北京 100875；2北京師范大學地理科學學部自然資源學院，北京 100875)

根據2018—2020年青海湖流域高寒草甸野外定點監測的溫度、降水、土壤水熱數據，分析了高寒草甸生態系統土壤凍融特征以及不同凍融階段土壤溫度、水分的日變化和季節動態過程。結果表明：①基于土壤溫度變化特征分析，可將凍融循環過程劃分為始凍期、完全凍結期、解凍期和完全融化期。各階段持續的天數長短依次為：完全融化期>完全凍結期>解凍期>始凍期。從表層到深層土壤，完全融化天數持續增大，完全凍結天數趨于減小，0 ～ 180 cm土層完全融化期持續天數超過半年以上。②凍土表現出單向凍結、雙向融化的規律，土壤融化速率(5.45 cm/d) 快于土壤凍結速率(2 cm/d)。整個凍融過程，不同深度土壤水分的變化比溫度的變化更復雜。③隨著凍融循環過程，土壤溫濕度呈現出周期性的季節變動特征。土壤溫濕度日變化具有一致性，表層日較差大，隨著深度的增加，日較差變小并趨于穩定。土壤剖面的結構特征對土壤水分異質性分布具有較強的解釋性。

季節凍土；凍融過程；土壤溫度；土壤濕度；高寒草甸

土壤的凍融循環是高寒區陸地生態系統的重要特征，它伴隨著一系列土壤物理、土壤化學以及土體力學過程，體現在水熱傳輸、水分相變、鹽分積聚以及地貌形態的改變[1]。近年來，全球增暖[2-5]、降水增加等[6-7]一系列氣候變化和人類活動，深刻地影響著土壤的凍結和融化過程，進而使得土壤的水熱特性及變化規律發生了改變。土壤水熱狀況的改變不僅會影響地氣能量的交換[8]，還會導致寒區水循環及生態環境[9]的變化。因此，刻畫土壤凍融過程及其水熱變化特征成為高寒區陸地生態系統研究的重要內容。季節凍土是存在于地表之下一定深度，冷季凍結，暖季融化的土層，其凍結狀態持續一月以上，不足一年[10]。青藏高原是中、低緯度高海拔凍土集中分布的地區[11]，廣泛分布著季節凍土和多年凍土，其中季節凍土約占高原面積的56%[12]。作為大氣與陸面熱交換的產物，季節凍土在溫度年變化層上部，更接近地表，其凍融過程對氣候變化的響應更為敏感，土壤溫度、水分變化也更為復雜[13]，清晰地刻畫其變化特征及趨勢是研究季節凍土的基礎和關鍵。

近年來，多種方法應用到凍土水熱變化研究中。陳家利等[14]基于SMAP亮溫數據成功反演得到瑪曲地區凍結期土壤未凍水變化特征；吳小麗等[15]利用CCI主被動組合遙感產品,發現多年凍土區暖季土壤水分與降水的相關性低，季節凍土區相關性較高。同時，楊成松等[16]通過MODIS LST數據對青藏高原地表溫度時空變化進行分析，發現地表溫度的空間分布與海拔、地表覆蓋類型等具有相關性，年內振幅從青藏高原東南部向西北部呈上升趨勢。遙感方法能夠獲得大尺度動態的土壤水熱數據，但也需要站點原位監測資料的精度驗證[17-18]。此外，有學者通過模型模擬的方法對季節凍土溫度、水分變化特征進行分析，如郭東林和楊梅學[19]利用SHAW模型在青藏高原中部較好地模擬了深層土壤的溫濕度特征，并且模擬的土壤濕度基本能夠再現土壤未凍水隨時間的變化趨勢。夏坤等[20]通過陸面過程模式CLM 3.0發現凍結過程中土壤溫濕度模擬效果優于融化過程。王子龍等[21]發現結合GIUE方法CoupModel模型可用于不同積雪覆蓋下土壤水熱變化規律的研究。但由于實測數據的缺乏，一些關鍵參數難于獲取且多為經驗參數，模型模擬值與實測值存在一定的偏差；另一方面已有的土壤水熱模型的有效性和適用性需要大量實測數據的驗證[10]，野外原位實測是季節凍結層土壤水熱數據獲取與分析最直接、精確的方法，成為研究土壤凍融循環過程的主要手段。韓炳宏等[22]根據青海省南部季節性土壤凍融監測資料探討了不同土層溫度、水分的變化特征，將土壤凍融階段分為初凍期、穩定凍結中期、穩定凍融后期和消融期；戴黎聰等[23]利用青海海北站水熱觀測數據分析了凍融期土壤水熱運移特征。張娟等[24]在青藏高原玉樹地區利用土壤溫濕數據和同步氣象觀測數據，分析了高寒草甸不同時間尺度下土壤溫度、水分的動態變化。然而諸多野外觀測試驗對土壤結構與土壤水熱特征的影響分析較少，因此，亟須結合野外實測分析與土壤結構特征調查，為季節凍土水熱變化及遷移特征的綜合研究奠定良好的數據基礎。

高寒草甸是青海湖流域典型植被類型之一，占流域總面積的26.64%[25]。作為水源涵養、生物多樣性保護的重要生態屏障[26]，流域內土壤凍融格局、水熱性質的改變使高寒草甸生態系統出現大規模的退化現象[27]。研究發現，高寒草甸的退化可能對下伏凍土的消融產生正反饋作用[26]，同時凍土的變化與發展對高寒草甸植被生長及地上生產量的形成具有一定的影響[28]，甚至可能引發植被類型演替和系統的顯著改變。所以，探討高寒草甸覆被下凍土溫濕變化特征，對理解氣候變化下土壤–植被–大氣連續體(SPAC)水分、能量的交換具有重要意義。本文以青海湖流域高寒草甸生態系統季節凍土為例，利用2018年10月至2020年6月野外定點實測的大氣溫度、降水及土壤水熱數據，綜合分析了高寒草甸生態系統不同凍融階段各層土壤溫度和濕度的日變化、季節變化及其水熱分布規律，旨在進一步提高對草甸凍融土壤水熱性質的認識，為寒區生態環境的保護和水熱資源的利用提供參考。

1 材料與方法

1.1 研究區域概況

青海湖流域是氣候變暖情景下陸面生態系統變化較為劇烈的區域之一[29]，介于36°15′ ～ 38°20′N，97°50′ ～ 101°20′E，四面環山，東西長106 km，南北寬63 km，海拔3 242 ～ 5 279 m，流域面積為29 664 km2。青海湖流域內天然草地類型主要有高寒草甸、高寒灌叢、山地草原、沼澤草甸、平原荒漠等草地類型，其中高寒草甸分布最廣。流域內為典型的高原大陸性氣候，氣溫日較差大，常年低溫、冬長夏短，流域內發育著大面積的多年凍土和季節凍土，多年凍土主要分布于流域的西北部，季節凍土分布于流域的中東部[30]。受全球氣候變化影響，近幾十年流域內部分多年凍土退化為季節凍土，凍土活動層厚度增大，水熱動態變化明顯。研究站點位于青海湖北岸海北藏族自治州剛察縣千戶里子流域(37°25′ N，100°15′ E)，屬于季節凍土區，海拔3 551 m，多年平均溫度–0.6℃，極端低溫–31 ℃，極端高溫25 ℃，年平均降水量389.3 mm，主要集中在6—9月，年蒸發量為1 501 ～ 1 848 mm，植被以小蒿草為主，土壤類型為高山草甸土[31]。土層厚度約為75 cm，0 ～ 10 cm為草氈層(As)，10 ～ 22 cm為腐殖質層(O)，23 ～ 75 cm為淋溶淀積層(AB)，75 cm以下有巖石出現(圖1)。

圖 1 研究區位置及儀器布設圖

1.2 儀器埋設

土壤水熱數據均使用澳大利亞Datataker公司生產的DT80系列數采，加以相配套的土壤溫濕度、電導率傳感器采集完成。

2018年8月，在研究區進行了實驗儀器的埋設(圖1)，如圖所示，分別在土壤垂直剖面5、10、20、40、80、100、120、140、160、180 cm深度，水平埋入土壤水分、溫度和電導率傳感器(TRIME PICO 32)，探頭和電路保護殼都埋入土壤中，以減少太陽輻射對測量結果的影響。土壤水分測量精度為±1%，土壤溫度測量精度為±0.1 ℃，電導率精度0 ～ 10 000 μS/cm范圍內為±3%，每30 min記錄一次數據。傳感器自動采集數據并保存在數據采集器中，通過無線數據傳輸傳送到ENVIdata數字化生態站管理系統。需要指出的是，儀器測得的土壤水分為土壤未凍水含量。為了排除前期儀器埋設所造成的土壤環境的改變，本文采用了2018年10月之后的土壤溫濕度數據。研究區所在的千戶里子流域是我國高寒地區地球關鍵帶(critical zone observatory, CZO)觀測樣點區域，架設有渦度相關系統及自動氣象站，可對站點降水及溫度開展連續觀測。研究使用的降水和溫度氣象數據每30 min記錄一次，高度為2 m。

1.3 凍融階段劃分方法

基于土壤溫度的凍融階段劃分方法：不考慮土壤顆粒表面能和鹽分對土壤凍結溫度的影響，一般情況下，一天內某一深度土壤溫度經歷0 ℃ 的波動，土壤存在凍融現象[32]。根據研究區各層土壤溫度的日變化特征，將凍融過程分為始凍期、完全凍結期、解凍期和完全融化期。始凍期土壤溫度max>0 ℃、min<0 ℃，完全凍結期土壤溫度min0 ℃、min<0 ℃，完全融化期土壤溫度max>min>0 ℃[33]。

1.4 數據處理

使用Surfer 16.0進行土壤溫濕度剖面繪制，利用SPSS 22.0、OriginPro 2021軟件進行數據處理與制圖。

2 結果與分析

2.1 土壤凍融特征

由各層土壤凍融發生日期和持續天數可見(表1)，2018年10月25日土壤表層出現日消夜凍現象，土壤凍融進入始凍期，土壤10 cm以上由于受到近地表大氣的影響反復凍融的天數為5 ～ 12 d，持續時間較長，10 cm以下土層經歷1 ～ 3 d的反復凍融后迅速凍結；2018年11月6日，5 cm土層最先進入完全凍結期，持續天數為129 d，隨著土壤深度的不斷增加，土層凍結滯后時間依次為1、5、16、33、41、49、52、72、78 d，持續天數為131、142、137、118、118、107、110、85、77 d，2019年1月23日0 ～ 180 cm土層全部凍結，呈現出由土壤表層向下的單向凍結規律；3月中旬凍土區太陽短波輻射增強，地面熱量的收入大于支出，地表溫度上升，土壤日消夜凍現象在土壤5、10 cm處分別持續了27、15 d，隨著深度的增加，持續時間變短，同時由于深層土壤熱量的上升，4月10日凍結層從底部180 cm開始解凍并向上不斷發展，呈現出與多年凍土不同的雙向融化規律；4月2日10 cm土層最先進入完全融化期，4月20日0 ～ 180 cm土層全部融化，土壤完全融化期持續天數占全年的一半以上說明了該地區土壤長期處于未凍結狀態，尤其是深層土壤。各層土壤從始凍期到完全凍結期用時90 d，平均凍結速率為2 cm/d，從解凍期到完全融化期用時33 d，平均融化速率為5.45 cm/d，可以判定土壤融化的速率是遠遠快于土壤凍結的速率，這與戴黎聰等[23]在青藏高原季節凍土區得出的結論一致。

表1 不同深度土壤凍融發生日期和持續天數(2018年10月至2019年10月)

2.2 土壤溫度動態

2.2.1 土壤溫度季節變化 土壤表層與大氣之間存在著頻繁的能量交換，大氣溫度的變化引起土壤溫度周期性的季節變動。圖2為研究區日平均氣溫和土壤溫度剖面圖，從圖中可以看出，整個凍融循環過程，大氣溫度降到最低(或升至最高)，土壤各層溫度也降到最低(或升至最高)，土壤對于氣溫變化的響應深度有限，0 ～ 60 cm土層溫度變化劇烈，60 cm以下變化平緩。土壤熱量的傳遞在各凍融階段具有明顯的差異性，土壤凍結階段(始凍期+完全凍結期)深層土壤的溫度高于淺層土壤，熱量由下向上傳遞，土壤融化階段(解凍期+完全融化階段)淺層土壤溫度高于深層土壤，熱量由地表向下傳遞。等溫線的疏密程度能夠很好地反映土壤溫度梯度的變化，始凍期向完全凍結期轉變階段，土壤等溫線密集，不同土層之間溫度變化劇烈，解凍期向完全融化期轉變階段，等溫線稀疏，3月下旬0 ℃ 等溫線幾乎與深度軸平行，不同深度土壤溫度變化平緩，土壤融化時間相差較小。

圖2 日平均溫度和土壤溫度剖面(2018年10月至2020年6月)

2.2.2 土壤溫度日變化 由不同凍融階段土壤溫度日變化曲線可見(圖3)，土壤溫度存在周期性的日變化特征。5 cm土層最低溫出現在北京時間8:00左右，之后土壤溫度快速上升，在午后達到最高，這種變化隨著土層深度的不斷增加，具有一定的滯后性。此外，始凍期5 cm土層最高溫在14:00出現，一直持續到20:00后下降，完全融化期5 cm土壤也出現此現象，這可能是受中午太陽輻射增強的影響，土壤表層吸收了較多的熱量，在植被和枯枝落葉層的保溫作用下，土壤熱量不易快速散失，土壤最高溫度持續時間較長；而完全凍結期和解凍期5 cm土層最高溫度在16:00左右出現后立即下降，持續時間較短。

(A. 始凍期；B. 完全凍結期；C. 解凍期；D. 完全融化期)

各凍融階段土壤溫度存在顯著差異。淺層土壤日較差大，隨著深度的增加，日較差變小并趨于穩定。始凍期，地表溫度降低(日平均溫度–0.55 ℃，最大值9.41 ℃，最小值–8.73 ℃)，土壤表層5 cm、10 cm溫度在0 ℃ 等溫線附近波動，日較差為4 ℃、0.93 ℃，波動較大；20 cm、40 cm土層溫度在0 ℃ 以上波動，日較差為0.13 ℃、0.17 ℃，波動較小。完全凍結期地表溫度降到最低(日平均溫度–11.1 ℃，最大值–2.6 ℃，最小值–19.5 ℃)，0 ～ 40 cm土層溫度均在0 ℃ 以下，日較差依次為7.3、2.5、1.5、0.63 ℃，過低的溫度加快土壤水分相態的轉變，土壤液態水變為固態，土壤溫度波動變大。解凍期，太陽輻射增強，地表溫度上升(日平均溫度–1.24 ℃，最大值8.82 ℃，最小值–12.33 ℃)，5 cm、10 cm土層溫度在0 ℃ 等溫線附近波動，日較差為7.93 ℃、2.5 ℃；20 cm、40 cm土層溫度在0 ℃ 以下，日較差為0.67 ℃、0.3 ℃。完全融化期，地表溫度達到一年中最大(日平均溫度為5.27 ℃，最大值為14.7 ℃，最小值為–4.82 ℃)，0 ～ 40 cm土層溫度均在0 ℃ 以上，日較差依次為14.14、9.7、2.5、0.6 ℃，各層土壤溫度波動劇烈。上述分析可知，不同凍融階段0 ～ 40 cm土壤溫度日變化幅度大小依次為完全融化期>完全凍結期>解凍期>始凍期。解凍期和始凍期日變化幅度較小，這可能與土壤反復凍融，部分能量用于土壤水分的相變消耗有關。

2.3 土壤未凍水動態變化

2.3.1 土壤未凍水季節變化 土壤經過凍融循環過程，土壤中存在多相態物質的動態混合，包含有土壤未凍水、水蒸氣、干空氣、土壤團聚體顆粒以及土壤冰晶體。首先需要指出的是本文測得的土壤水分均為土壤未凍水含量，它是受土壤顆粒表面能作用以液態水膜的形式存在于凍結土壤的游離水分[34]。

由日累計降水量和土壤未凍水剖面圖(圖4)可見，土壤剖面水分格局與變化隨凍融過程呈現周期性的波動，不同凍融階段土壤水分的變化和分布具有顯著的差異性。2018年10月至2019年3月中旬，土壤處于凍結階段(始凍期+完全凍結期)，各層土壤未凍結水分表現為較低值。淺層土壤(0 ～ 40 cm)和深層土壤(120 ～ 180 cm)水分明顯高于中部(40 ～ 120 cm)。這可能是淺層土壤質地以粉粒為主，礫石含量少(圖5)，土壤顆粒表面能大，持水能力強，因此土壤水分較高；土壤中部砂粒含量急劇增加，礫石含量達50% 以上，土壤顆粒表面能變小，持水能力變差，導水能力增強，同時在重力作用下，土壤下滲增強，使得土壤中層，尤其是80 cm土壤水分在整個凍融循環過程中，一直處在水分的低值區；剖面底部土壤質地以砂粒為主，礫石含量可達80% 以上，大量的礫石起到一定的隔水作用，同時在水勢梯度驅動下，水分不斷向凍結鋒底部聚集，土壤水分較高。3月下旬至10月為凍土的融化階段(解凍期+完全融化期)，降水量增多，各層土壤水分增加，淺層土壤對降水響應明顯，在土壤0 ～ 40 cm形成了一個水分的高值區，而深層土壤對降水的響應較弱。此外，深層土壤水分增加或減少的時間明顯滯后于淺層土壤(圖4、圖6)，例如，表層土壤水分3月開始增加，10月下旬減少，深層土壤水分5月下旬開始增加，12月中下旬減少。上述分析表明土壤剖面結構特征對土壤水分分布具有較強的解釋性。

2.3.2 土壤未凍水日變化 不同凍融階段土壤未凍水日循環存在明顯差異(圖7)。始凍期、完全凍結期、解凍期5 cm土壤水分最小值出現在北京時間10:00左右，最大值出現在18:00左右；完全融化期則不同于其他凍融階段，土壤未凍水最小值出現在16:00左右，最大值出現在0:00左右，隨著深度的增加，各凍融階段土壤未凍水的最大最小值出現時間具有一定的滯后性，水分變化近似一條直線。

不同凍融階段土壤未凍水日變化與土壤溫度日變化具有一致性。淺層土壤未凍水日變幅最大，隨著深度的增加，日變幅逐漸減小。始凍期處于秋冬轉換期，對流旺盛，水分大量蒸發，土壤表層5 cm、10 cm未凍水波動較大，日較差分別為3.89%、2.11%；20 cm、40 cm土壤未凍水較高，過高的水分減緩了土壤溫度的變化，日較差較小，分別為0.79%、0.27%。完全凍結期土壤水由液態轉變為固態，土壤未凍水減少，5、10、20、40 cm土壤未凍水日較差為1.33%、0.42%、0.27%、0.08%，土壤未凍水波動小。解凍期溫度上升，土壤最先從表層融化，5 cm土壤未凍水快速增加，日較差為14.86%，波動劇烈；10、20、40 cm土壤未凍水日較差分別為2.24%、0.52%、0.12%。完全融化期，季節凍結層大量融化，土壤未凍水充足，5、10、20、40 cm土壤水分變化微弱，日較差小，分別為2.06%、0.73%、0.39%、0.13%。以上分析表明不同凍融階段土壤未凍水日變化幅度大小依次為解凍期>始凍期>完全融化期>完全凍結期。

圖4 日累計降水量和土壤未凍水剖面(2018年10月至2020年6月)

圖5 不同深度土壤顆粒組成(A)和礫石含量(B)

圖6 不同深度土壤未凍水隨時間的變化(2018年10月至2020年6月)

(A. 始凍期；B. 完全凍結期；C. 解凍期；D. 完全融化期)

3 討論

3.1 季節凍土凍融特征

秋季始凍期和春季解凍期是表層土壤發生凍融交替最為頻繁的時期，本研究發現該站點日凍融循環主要發生在土壤表層5 cm、10 cm, 持續時間為39 d、20 d，20 cm、40 cm深度日凍融持續時間僅為4 ～ 5 d，這與林笠等[4]在海北站高寒草甸利用微根管結合土壤溫度間接測量的結果相一致。位于青南牧場的高寒草地[22]，土壤日凍融循環與高寒草甸具有較大的差異，日凍融深度可達40 cm，土層10、20、40 cm日凍融循環持續時間分別為37、24、11 d，這可能是植被類型和生長環境不同，導致兩種覆被下土壤凍融格局不一致。根據實際觀測結果，本研究區多年平均溫度為–0.6 ℃，4—10月表層土壤含水量均在35% 左右波動，0 ～ 10 cm土層為草氈層(As)，0 ～ 22 cm為腐殖質層(O)，較厚的有機質層能夠減緩氣溫對深層土壤溫度的影響。高寒草地多年平均溫度為1.7 ℃，4—10月土壤剖面含水量均小于30%，較高的溫度和較低的土壤含水量不利于土壤有機質層的發育，凍融向下發展的深度較深。相比季節凍土區，多年凍土區具有日凍融循環持續時間長的特點。焦永亮等[32]在唐古拉地區發現5 cm深度日凍融循環天數為61 d。王學佳等[35]在D105站點觀測發現2002—2005年4 cm深度存在土壤日凍融循環的平均天數為71 d。因此，土壤日凍融循環是多種因素綜合作用的結果，不同凍土類型、覆被表現的凍融循環特征具有較大差異。

本研究站點土壤凍結天數小于土壤融化天數，而青藏高原中部季節凍土區研究發現土壤凍結時間是土壤消融時間的1.6倍[23]，但兩站點土壤融化速率均大于土壤凍結速率，這可能與兩地受到的太陽輻射和積溫有關。此外，本研究區土壤融化天數超過半年以上，尤其是深層土壤，這與海北站和青南牧場的研究結果一致，說明這些地區土壤長期處于未凍結狀態，土壤接收的能量大于土壤支出的能量。研究發現，3個站點20 cm土層土壤凍結時間均最長(表2)。不同于多年凍土，季節凍土呈現出單向凍結、雙向融化的規律。土壤凍結過程淺層土壤凍結時間早、深層土壤凍結時間晚，土壤融化過程淺層和深層土壤融化時間均較早，土壤中部應是土體凍結時間較長的部分。大氣輻射和熱量使土壤從表層向下融化，0 ～ 10 cm土壤反復凍融持續時間長，能量多用于土壤的相變，對下層土壤影響小，土壤凍結時間長；地下熱流促使土壤從下向上融化，融化過程中能量不斷衰減，消融到20 cm時地下熱流對土層影響微弱。因此，20 cm土層在季節凍土區多表現為受其他因素影響小、凍結較為穩定的土層。

表2 不同站點土壤凍結與消融持續時間

3.2 凍融循環過程對土壤溫濕度及高寒草甸生態系統的影響

土壤溫度和水分的相互作用，對高寒植被的生長至關重要。土壤凍結后，探測土壤未凍水及土壤冰的變化十分困難。目前，土壤水分探頭測得的均為土壤未凍水，代表了復雜土壤凍融過程中水分遷移變化的另一側面，土壤未凍水也代表了土壤中植物可利用水量，是制約植物生長的關鍵因素。土壤未凍水與土壤溫度之間保持著動態的平衡關系[36]。土壤凍結過程中，即使溫度極低，但仍有一定數量的土壤未凍水存在。11月至次年3月中旬，為該站點土壤完全凍結階段，溫度低，土壤顆粒表面水分克服吸附作用和靜電引力的能力強，土壤未凍水減少，剖面中部未凍水含量僅為2%；3月下旬土壤溫度升高，剖面水分整體上升。溫度控制著未凍水含量的變化，溫度越低未凍水含量越少，這與郭紅[37]的研究結果一致。冬季下層土壤凍融，表層封凍，土壤水分的遷移在剖面中主要表現為土壤未凍水的遷移。溫度梯度引起土壤未凍水的遷移，當凍土中存在溫度差，未凍水有向較低溫度區域遷移的趨勢[34]。凍結初期(11月至次年1月)，該研究區土壤水分深層大于淺層，凍結后期(1—3月)土壤深層與淺層水分基本保持一致(圖6)。這與王曉巍[10]發現的凍結期土壤水分由下向上遷移后多積聚于近地表10 ～ 40 cm、淺層大于深層的結果不同。這可能是因為土壤未凍水的遷移與分布不僅受溫度的影響，還與土壤剖面結構、礫石含量和土壤冰的分布息息相關，需要綜合土壤多相態物質間的相互作用關系來進一步探討。夏季，凍土融化，土壤水分的遷移受溫度的影響，向上表現為土壤的蒸發、植被的蒸騰，向下土壤內部水分由上向下遷移，但還受到降水、植被的影響，遷移后該站點水分在土壤剖面中由表層到深層呈現出“高–低–高”的分布模式，土壤水分的分布則有利于淺根系植被的生長與發育。

凍土分布區生態環境脆弱，土壤中植物可利用水量的多少是影響該地區植被生長、農牧發展的關鍵因子。凍土解凍期是植被生長的重要需水階段，也是一年中最缺水的季節[38]。溫度的上升，大量的土壤冰轉化為液態水，未凍水的增加能夠使土壤包氣帶水分上升，一定程度上緩解春季干旱對植被水分的脅迫。研究發現，3月下旬土壤開始解凍(圖6)，此時降水對土壤水分影響微弱，但表層土壤水分最高可達35% 左右，說明季節凍土凍結固持了大量水分，并能在土壤解凍期為植物生長提供較多的可利用水，這與李英年等[28]在海北高寒草甸的研究結果相一致。

4 結論

根據土壤溫度的日變化，將季節凍土凍融過程劃分為始凍期、完全凍結期、解凍期和完全融化期，4個階段持續的天數依次為完全融化期>完全凍結期>解凍期>始凍期，0 ～ 180 cm土壤完全融化期持續天數超過半年以上，土壤，尤其是深層土壤長期處于未凍結狀態。凍土表現出單向凍結、雙向融化的規律，土壤融化速率(5.45 cm/d)快于土壤凍結速率(2 cm/d)。整個凍融過程，不同深度土壤水分的變化比溫度的變化復雜。隨著凍融循環過程，土壤溫濕度呈現出周期性的季節變動特征。土壤溫度和濕度的日變化具有一致性，表層日較差大，隨著深度的增加，日較差變小并趨于穩定。土壤剖面的結構特征對土壤水分異質性分布具有較強的解釋性。

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Characteristics of Seasonal Frozen Soil Temperature and Moisture Changes in Alpine Meadow in Qinghai Lake Watershed

MA Jingjing1,2, WANG Pei1,2*, DENG Yujing2,MA Juanjuan2,SUN Haitao2, CHEN Qi2

(1 State Key Laboratory of Earth Surface Processes and Resource Ecology, Beijing 100875, China; 2 School of Natural of Resources, Faculty of Geographical Science, Beijing Normal University, Beijing 100875, China)

Based on the temperature, precipitation, and soil moisture and temperature data of the alpine meadows in the Qinghai Lake Watershed from 2018 to 2020, the characteristics of soil freezing and thawing in the alpine meadow ecosystem and the daily changes and seasonal dynamics of soil temperature and moisture in different freezing and thawing stages were analyzed. The results showed that: 1) Based on the analysis of the characteristics of soil temperature changes, the freeze-thaw cycle process could be divided into the initial freezing period, the complete freezing period, the thawing period and the complete thawing period. The duration of each stage was as follows: complete thawing period>complete freezing period>thawing period>initial freezing period. From surface to deep soil, the number of days of complete melting continued to increase, and the number of days of complete freezing tended to decrease. The period of complete melting of 0–180 cm soil layer lasted for more than half a year. 2) Frozen soil showed the law of one-way freezing and two-way melting. The soil melting rate (5.45 cm/d) was faster than the soil freezing rate (2 cm/d). Throughout the freeze-thaw process, the changes in soil moisture at different depths were more complex than changes in temperature. 3) With the freeze-thaw cycle process, soil temperature and moisture showed periodic seasonal changes. The diurnal variation of soil temperature and moisture was consistent, and the surface layer had a large diurnal range. As the depth increases, the diurnal range became smaller and tended to be stable. The structural characteristics of soil profile had a strong explanatory effect on the heterogeneous distribution of soil moisture.

Seasonal frozen soil; Freeze-thaw process; Soil temperature; Soil moisture;Alpine meadow

S152

A

10.13758/j.cnki.tr.2022.03.024

馬晶晶, 王佩, 鄧鈺婧, 等. 青海湖流域高寒草甸季節凍土土壤溫濕變化特征. 土壤, 2022, 54(3): 619–628.

國家自然科學基金項目(41730854) 資助。

(peiwang@bnu.edu.cn)

馬晶晶(1993—)，女，甘肅定西人，碩士研究生，主要從事生態水文及土壤水文學研究。E-mail: 201921051110@mail.bnu.edu.cn