范继辉;鲁旭阳;王小丹
【摘 要】利用活动层土壤剖面的温度、水分观测资料,系统研究了藏北高寒草地多年冻土活动层土壤的冻融过程及其水热分布特征.研究表明:1.土壤剖面温度随气温发生周期性波动,具有明显的滞后效应,且随深度增加变幅减小;2.土壤剖面完全冻结天数为109～ 123 d,日冻融循环主要发生在表层(0～ 10 cm)土层中,冻融过程可分为不稳定冻结期、完全冻结期、不稳定消融期、和消融期4个阶段;3.受冻融作用影响,土壤含水量呈现“凹”型变化,变化趋势与土壤温度有较好的一致性;4.冻融作用有利于维持藏北高寒草地土壤水分,在季节转换,生态系统碳、氮循环中具有重要作用. 【期刊名称】《山地学报》
【年(卷),期】2014(032)004
【总页数】8页(P385-392)
【关键词】藏北高寒草地;冻融循环;水热特征;土壤水方动态
新型环保砖
【作 者】范继辉;鲁旭阳;王小丹
【作者单位】中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所,山地表生过程与生态调控重点实验室,四川成都610041;中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所,山地表生过程与生态调控重点实验室,四川成都610041;中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所,山地表生过程与生态调控重点实验室,四川成都610041
【正文语种】中 文
【中图分类】S153;S152
土壤冻融循环(freeze-thaw circles)是指由热量的季节或昼夜变化，在表土及以下一定深度形成的反复冻结－解冻的土壤过程［1］，这一现象在高纬度和高海拔地区普遍存在。冻融循环作为冻土环境的重要组成部分，是地－气热交换的主要过程［2－4］，也是影响寒区生态环境的最活跃因素［3，5－8］。土壤水热条件变化不仅改变土壤持水性，影响植被生存环境，而且还导致地表及活动层中能量平衡与水分分配，最终反馈于气候变化［9－10］。
青藏高原是世界上中低纬度面积最大的高海拔冻土区［4，11］，是我国气候变化的驱动机与放大器［12－13］，其能量和水分循环对亚洲季风系统的形成和演化具有十分重要的作用［14］。近年来由于生态系统退化，青藏高原土壤物理过程、水文循环、热量过程变化剧烈。藏北地区是高寒冻土分布最集中的地带，受干旱化和荒漠化威胁，地表覆被及水分分布发生变化，影响冻融格局［15－18］。已有监测［19－21］表明，冻土活动层水热状况对地表特征，特别是植被状况响应明显［22］。随着气候变化加剧，高寒地区的冻融过程将变得更为频繁和复杂，本研究利用取得的2010—2011年藏北高寒草原土壤剖面温度、湿度观测数据，结合气象资料，分析该区域土壤冻融过程及水热分布动态，从而为理解包括冻融在内的生态系统过程对气候变化的响应和反馈提供支持。
1 材料与方法
1.1 研究区概况
以中国科学院申扎高寒草地与湿地生态系统观测试验站(30°57'N，88°42'E，海拔 4 675 m)气象场为研究区。申扎站位于西藏中部，地处高原腹地，属南羌塘高原大湖盆密集区［23］，行政上隶属西藏申扎县，是典型的多年冻土区;气候为高原亚寒带半干旱季风型气
荀果
候［24］，空气稀薄，寒冷干燥，无霜期短，多年平均气温、降雨量、蒸发量、年日照时数和霜期持续天数分别为:0.4℃，298.6 mm，2 181.1 mm，2 915.5 h，279.1 d，冬季多大风，年平均风速为 3.8 m/s，8级以上大风达104.3 d。生态环境原生性强，原始性状保存良好，高寒草原类型完整、典型，优势种为紫花针茅(Stipa purpurea Griseb)和苔草(Carex thibetica Franch)，伴生种为火绒草(Leontopodium alpinum)［25］。在全球变化和人类活动的双重影响下，研究区草地退化严重［26］，2005年重度和中度退化草地面积达到16.06 ×104hm2和 21.95 ×104hm2，比2000年增加了近一倍。
1.2 定位观测与数据采集
2010年5月在实验区建立土壤剖面(深度1 m)观测系统，用于观测藏北高寒草地多年冻土活动层土壤温、湿度，自动记录30 min数据平均值。
气象观测:利用小型自动气象站(WatchDog－2000)，根据国家二级气象站的观测标准测定大气温度、相对湿度、风速、风向、降水、蒸发、地温等气象因子。
土壤温度、湿度测定:土壤温、湿度进行同步观测，系统由6个铂金探头(美国Onset公司HO
BOS－TMB－M006土壤温度传感器，适用范围－40℃ ～100℃，分辨精度为 ±0.03℃)，6 个时域反射仪(TDR)探头(美国 Onset公司 HOBO S－SMCM005土壤水分传感器，量程0～100%，精度8 ds/m内 ±3%，分辨率 0.07，操作环境 －40℃ ～50℃)，和数据采集器(15通道HOBOH21－001)组成，探头埋设深度分别为10 cm，20 cm，40 cm，60 cm，80 cm 和100 cm。本研究中TDR所测土壤水分指土壤中未冻水的体积含水量，不包括固态冰。
1.3 分析方法
用地温来反映土壤热状况，其中土壤的热量状况用等温线最大侵入深度来表示，用冻结深度积分(等温线图上表示为0℃等温线包围的面积)来反映土壤的冻结时间和深度。用不同深度的土壤未冻水含量来反映土壤水分状况。
一般认为，当土壤日最高温Tmax＜0℃时，表示土壤完全冻结(不考虑盐分等对土壤冻结点的影响);当土壤日最低温Tmin＞0℃时，则表示土壤没有发生冻结;而当Tmax＞0℃且Tmin＜0℃时，即存在日冻融循环(即土壤夜间冻结，白天消融)［27］。
2 结果与分析
2.1 土壤温度变化特征
土壤温度是决定土壤冻融状况的主要因素，其变化与气温紧密相关，在温度梯度作用下，土壤温度随着太阳辐射变化而出现季节波动和日变化。
2.1.1 土壤温度季节变化
土壤温度在季节上呈近似正弦曲线式的周期性变化，浅层土壤温度与太阳辐射的年际变化一致(图 1)，表层土壤温度最大值出现在 8月(10.48℃)，此时气温也最高(14.83℃)，土壤温度最低为1月。3月中旬和9月下旬两个时期各土层土壤温度与气温基本一致，这就在3月、9月形成了两个涵盖春分、秋分的土壤温度过渡期(气温向土壤温度靠拢)，即太阳辐射发生转折的时期。3月中旬前和9月下旬后，土壤温度随深度增加而降低。
图1 观测期土壤剖面不同深度温度变化Fig.1 The soil temperature change of different layer of soil profile
气温变幅大于各层土壤温度变幅，表层土壤受外界气温影响变化剧烈，各层土壤温度变幅随着深度增加而减小，但60～80 cm深度土层在非冻融期由于上层和下层土壤的双重作用，
该层土壤温度总变幅略大于上层土壤(表1)。
2.1.2 土壤温度的日变化
由冻结期4个典型日的土壤剖面温度变化曲线(图2)可知，冻结期不同时段土壤温度有以下日变化特点:1.日变化过程中，近地表处的土壤温度在日出后开始上升，略滞后于太阳辐射，在13:00～15:00达到最高(图2A);2.地表温度日较差最大，随土层深度增加变幅减小，直至一定深度日较差为0。图2B显示了初冻期0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm土层温度日较差分别为 5.1℃、2.1℃、0.31℃，而40 cm以下深度土层温度的日较差仅为0.10℃;3.稳定冻结期土壤温度日变化规律与初冻期相似，但变幅较小且和缓;4.稳定冻结中期(图2C)土壤温度日变幅小于稳定冻结后期(图2D)，这主要是因为冻结后期气温开始回升，日平均温度达到－5℃，外界气温的变化直接影响土壤温度日变幅，气温越低，日变幅越小。
2.1.3 土壤温度垂直分布变化
由图3可以看出，冻结过程中地表温度日变幅最大，随着深度增加温度变幅降低，土壤温度
发生变化的深度范围呈现“浅－深－浅”模式，初冻期(图3A)温度变化深度在0～20 cm左右，稳定冻结期(图3B)深度达到70 cm左右，稳定冻结后期(图3C)气温回升，上层土壤温度变化加剧，下层土壤温度相对稳定，温度变化土壤深度在40 cm左右。
表1 土壤剖面温度变幅情况Table1 Temperature fluctuation of soil profile日期 变幅 气温/℃ 0～10 cm 10～20 cm 20～40 cm 40～60 cm 60～80 cm 80～100 cm冻融期(11月—翌年4月) 总变幅33.0 23.2 16.0 10.8 9.9 9.5 9.1日均变幅 12.0 4.7 2.0 0.3 0.1 0.1 0.1非冻融期(5—10月) 总变幅 29.0 23.6 17.4 13.7 14.0 14.3 13.8日均变幅9.4 7.3 3.5 0.7 0.3 0.2 0.1
图2 冻融循环不同阶段土壤剖面温度日变化Fig.2 The daily change of soil profile temperature in different periods of freeze-thaw cycle
图3 冻结不同时段土壤温度的垂直日变化Fig.3 The daily verticalchange of soil temperature in different periods of freeze-thaw
图4 土壤剖面不同深度土壤含水量Fig.4 The soil moisture content in different layer of soil profile
2.2 土壤水分变化特征
研究区不同深度土层土壤体积含水量(图4)显示，不同时段土壤水分变化具有以下特点:1.雨季，土壤含水量受降水影响明显，随降水的增加而升高，且随土层深度增加变幅减小;2.旱季，降水少、蒸发强，浅层土壤含水量迅速降低，下层变化不明显，此时20～40 cm深度土层土壤含水量最高(8%);3.冻结初期，各层土壤逐渐开始冻结，土壤含水量迅速降低，整个冻结期，60～80 cm土层由于受上层和下层土壤的双重作用，土壤含水量为剖面中最高(3%);4.消融初期，随气温升高，浅层土壤含水量逐渐升高，并在5月初达到一个相对稳定值。
从整个冻融过程来看，剖面各层土壤含水量都经历了逐渐减少－最低点－含量逐渐增加的过程，曲线呈现“凹”形状，且随着土层深度增加而有所滞后。
2.3 土壤冻融循环过程
2.3.1 冻融阶段划分
金属精密成型技术
从实验区冻融过程中土壤剖面等温线可见(图5)，冬春季藏北高寒草地土壤外部环境变化剧
烈，导致活动层土壤冻结的位置、厚度相对于地表也不断变化。根据冻融不同时期土壤所体现的特点，可将冻融过程划分为4个阶段，见表2。
吊炕
2.3.2 不同土层冻融过程持续时间
包装容器分析不同深度土壤温度状况及相应的日数(表3)，可知藏北高寒草原表层土壤冻结的日数为109～123 d。冻结时间最长的土壤深度为40～60 cm，达123 d;冻融日循环主要发生在土壤深度0～20 cm，地表0～10 cm土层日循环达到50 d，10～20 cm土层日循环仍有19 d，20 cm以下，冻融日循环十分微弱。
3 讨论
3.1 冻融过程对土壤含水量的影响
冻融作用在活动层中形成季节性的冻结滞水，重新分配包气带中水分［28］。藏北高寒草原土壤剖面不同土层含水量日较差(图6A)显示，未冻结前，土壤含水量变化主要受降水控制，在2010年8月和2011年6月出现2个峰值。不稳定冻结期，虽降水很少，但由于土壤水的相变和土层间水分运动，0～30 cm土壤未冻水含量波动较大，土壤水分日较差出现小的
峰值。以2010－11－07为例，由于土壤温度在0℃交替(0～10 cm土壤温度从0时的0.67℃降低到5时的－0.16℃)，土壤水分发生相变，影响水分运移，日较差出现小的峰值，土壤未冻结水含量从6.06下降至5.55%(图6B)。在稳定冻结期，各层土壤含水量小范围内波动。Perfect等的试验也表明在完全冻结的土壤中，只要存在温度梯度，就有水分的迁移［29］。进入消融期，随土壤温度升高，土壤自上而下逐渐解冻，固态水转为液态水，表层土壤未冻水含量迅速增加。
微绿球藻图5 多年冻土活动层冻融过程中土壤温度变化Fig.5 The soil temperature change in active layer soil in permafrost
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