黃河源頭高寒草甸夏季土壤水熱特征及相互關系研究

張娟，李曉東，李鳳霞，周秉榮

（1.青海省氣象科學研究所，青海 西寧810001；2.青海省師范大學，青海 西寧810001）

＊青藏高原土壤水分和熱量遷移過程的連續(xù)變化模擬對于全球變化研究具有非常重要的意義［1］，其準確研究和分析土壤水分和熱量的變化以及相互關系是理解高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)變化的重要基礎。吳青柏等［2］的研究表明，水熱過程與寒區(qū)生態(tài)環(huán)境有著密切的關系。由于受人類活動和自然因素的影響，青藏高原高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)的退化導致了生物多樣性降低，水土流失等生態(tài)問題加?。?－6］，為保護青藏高原高寒草甸脆弱的生態(tài)環(huán)境，需要充分了解草地退化演替過程中的一些生物學過程和特征［7］。Henderson等［8］和Shao等［9］的研究表明，土壤溫度和土壤水分是檢驗陸面過程中水文過程的重要指標。地表層土壤的水分狀況又與徑流、蒸發(fā)及地下水補給等過程有著重要的相互作用，從而直接或間接地影響土壤對太陽輻射熱量吸收和放射［10］，且土壤濕度在一定程度上可以影響反照率和蒸發(fā)。土壤溫度變化對土壤表層水分運動的影響是一個有重要價值的問題，土壤溫度的變化影響表層土壤中水鹽運動和水分的相變［11］。地表輻射平衡和土壤水熱過程是地球的主要物理過程之一，區(qū)域氣候的突變或變化大多數(shù)是地表輻射平衡和土壤水熱過程的調(diào)整或演變而引起［12］。由于黃河上游地區(qū)具有的獨特陸面特征和生態(tài)屬性，使得該區(qū)域地氣間能量循環(huán)過程與其他區(qū)域的地氣能量交換過程有很大不同［13］，因此，對這一地區(qū)的土壤水熱和地表輻射平衡特征進行分析研究是十分必要的。

地表土壤的水熱動態(tài)過程和變化機制是陸面過程的重要研究內(nèi)容，越來越多的研究側重于大氣過程和地表過程的耦合模擬研究，但土壤水熱變化特征仍缺乏長期觀測資料，與氣象要素間的關系及相互影響機理的研究也不夠深入［14］。國內(nèi)不少學者通過實驗模擬研究等方法，分析土壤溫度變化對土壤含水量的影響及與土壤水熱運動相互關系［7－12］，也有學者張世強等［1］，王俊峰和吳青柏［15］對青藏高原沼澤草甸的土壤水熱特征進行了分析研究，但這些研究都是通過實驗模擬的方法對高寒草甸土壤水熱特征進行模擬分析，而缺乏對長期觀測資料的分析。因此，對于野外觀測條件下土壤水熱變化規(guī)律的觀測分析仍不失為一種有效的研究途徑［16］。本研究通過長期觀測的數(shù)據(jù)，根據(jù)夏季野外觀測資料，借助統(tǒng)計學方法，分析研究了土壤溫、濕度和土壤熱通量之間的變化關系，以及氣象因子與蒸散量的關系，從而揭示高寒草甸演替及退化的機理，對青藏高原高寒草甸的保護和可持續(xù)利用有著重要的意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

瑪多縣位于青海省果洛藏族自治州西北部，縣府駐瑪查里（黑河鄉(xiāng)境內(nèi)），地處黃河源頭，巴顏喀拉山北麓，阿尼瑪卿雪山以西的黃河谷地，地理位置為北緯34°00′～35°40′，東經(jīng)96°50′～99°20′，面積約2.5×104km2，大部分地區(qū)海拔在4 200 m以上?，敹嗫h地勢高亢，空氣稀薄，一年四季氣候寒冷，沒有絕對的無霜期［4］。屬高原大陸性半濕潤氣候，年平均氣溫－5.3～－2.4℃，多年平均降水量312.8 mm左右，年蒸發(fā)量為1 333.9 mm，最大風速可達26 m／s，該縣主要以畜牧業(yè)為主，可利用草場面積14 350 km2，有野牛、野驢、黃羊和白唇鹿等野生動物。境內(nèi)山巒起伏，河流縱橫，大小湖泊星羅棋布。著名的扎陵湖、鄂陵湖在瑪多縣境內(nèi)，該縣素有“千湖之縣”的稱號［17］。觀測站位于瑪多縣城以南黃河沿岸附近平坦草場，經(jīng)、緯度位置 E 98°12′52″、N 34°53′22″，海拔4 222 m，觀測站周圍地形開闊，下墊面植被良好（草地覆蓋度在85%以上），能夠代表研究區(qū)典型高寒草甸的整體狀況。

1.2 研究方法與計算

本研究中涉及數(shù)據(jù)采集系統(tǒng)：土壤溫度以及土壤濕度測定系統(tǒng)，土壤濕度以及土壤溫度的測定深度均為10和30 cm。數(shù)據(jù)采集傳感器型號及參數(shù)見表1，所有的項目測定時間間隔均為每5 min一次，日變化及小時變化均按5 min測定值通過平均求得。本研究所有數(shù)據(jù)均采用Excel制圖，SPSS統(tǒng)計軟件進行統(tǒng)計學分析。

表1 監(jiān)測儀數(shù)據(jù)采集傳感器型號和參數(shù)Table 1 Measurement instruments and parameters measured

Penman在1948年首先提出了無水汽水平輸送條件下的參考作物蒸散量的計算公式，該公式由輻射項和空氣動力項組成，能夠比較精確的計算參考作物蒸散［18］。1992年Smith［19］在總結試驗的基礎上提出了計算蒸散量的P－M簡化公式。該公式全面考慮影響田間水分散失的大氣因素和作物因素，將能量平衡、空氣動力學參數(shù)和表面參數(shù)結合在一起，可應用于世界各個地區(qū)，估值精度較高且具有良好的可比性，其公式為［20］：

式中，ET0為參考作物蒸散量（mm／d）；△為飽和水汽壓曲線對溫度的斜率（k Pa／℃）；Rn為凈輻射［MJ／（m2·d）］；G為地熱通量［MJ／（m2·d）］；γ為干濕表常數(shù)（kPa／℃）；Cn和C d均是以1 d為步長的Penman公式設置常數(shù)（Cn＝900，Cd＝0.34）；es、ea分別為飽和水汽壓和實際水汽壓（kPa）；T為日平均溫度（℃）；U2為2 m 高處的風速（m／s）。根據(jù)P－M簡化公式可以求得2010年6－8月日蒸散量。

2 結果與分析

2.1 土壤濕度日變化、小時變化和月變化

通過對青藏高原高寒草甸夏季6－8月日土壤濕度變化的研究，結果（圖1）表明，6－8月的日土壤濕度在不同層次表現(xiàn)出相對一致的趨勢。6－8月日土壤濕度，在7月底8月初呈急劇下降趨勢。結合該時段氣象資料的分析得出，在7月底8月初日平均氣溫升高、7月中下旬降水量相對偏少，導致了7月底8月初土壤濕度急劇下降。

青藏高原高寒草地土壤濕度6－8各月、各土層在24 h的變化趨勢基本一致，其中6－8各月表層10 cm土壤濕度最大值出現(xiàn)在16－17時、最小值出現(xiàn)在8時；30 cm土壤濕度最大值出現(xiàn)在22時、0時，最小值出現(xiàn)在11－13時（圖2）。

6－8月10cm土壤濕度呈逐漸下降趨勢（圖3），30 cm土壤濕度在7月有小幅上升，而后呈下降趨勢；各層土壤濕度最小值出現(xiàn)在8月，其中最小值出現(xiàn)在8月10 cm土層，為12.88 m3／m3，最大值出現(xiàn)在7月30 cm土層，為16.65 m3／m3。

圖1 2010年6－8月日土壤濕度與日氣溫、日降水變化特征Fig.1 Change of daily soil moisture，air temperature，and rainfall in summer in 2010

圖2 2010年6－8月10和30 cm土壤濕度24 h變化特征Fig.2 Change of each layer soil moisture for 24 hours in summer in 2010

2.2 各土層土壤濕度和土壤溫度日變化、小時變化特征

各層土壤溫度在7月底8月初出現(xiàn)最高值，最低值出現(xiàn)在6月1日；各層土壤濕度最高值出現(xiàn)在7月4日，最低值出現(xiàn)在8月9日（圖4）。結果表明，各土層的土壤溫、濕度變化趨勢基本一致，隨著各土層土壤溫度逐漸升高，日土壤濕度保持在相對穩(wěn)定范圍內(nèi)；土壤溫度在7月底8月初達到最大值后呈下降趨勢；土壤濕度在7月4日達到最大之后開始緩慢下降，在8月9日達到最低值后又逐漸上升至平均水平。結合氣象資料分析，7月底8月初由于空氣溫度升高，降水偏少，導致了土壤濕度值下降，而8月9日開始降水過程，使得土壤水量增加，土壤濕度值急劇增大。

6－8月24 h的各層土壤濕度無明顯變化（圖5）；10 cm土壤溫度變化呈正弦曲線，隨著土壤深度的不斷增加，30 cm土壤溫度值逐漸穩(wěn)定，變化不大，與趙逸舟等［21］研究的結論一致；10 cm土壤溫度和土壤濕度在7－8時達到最低值，17時達到最高值；30 cm土壤溫、濕度的最低值出現(xiàn)在11－13時，最高值在0，22和23時。表層土壤溫度最高值出現(xiàn)的時間滯后。

2.3 各土層土壤溫度和熱通量小時變化特征

圖3 2010年6－8月10和30 cm土壤濕度月變化Fig.3 Change of each layer soil moisture for month in summer in 2010

圖4 2010年6－8月10和30 cm土壤溫、濕度日變化特征Fig.4 Daily change of each layer soil moisture and temperature in summer in 2010

圖5 2010年6－8月10和30 cm土壤溫、濕度24 h變化特征Fig.5 Change of each layer soil moisture and soil temperature in summer in 2010

從土壤溫度與熱通量24 h變化特征中，6－8月10和30 cm土壤熱通量變化趨勢一致，呈正弦曲線（圖6），表層10 cm土壤熱通量震蕩明顯，而深層30 cm土壤熱通量變化緩慢。10和30 cm土壤熱通量最大值出現(xiàn)在15和19時，最小值出現(xiàn)在6和10時；10和30 cm土壤溫度的最大值出現(xiàn)在17和23時，最小值出現(xiàn)在8和12時。由此可以看出，土壤溫度的變化較土壤熱通量變化滯后；各層土壤溫度在各月變化趨勢一致，當土壤熱通量開始下降的時候，土壤溫度也在下降。

圖6 2010年6－8月10和30 cm土壤溫度與土壤熱通量24 h變化特征Fig.6 Change of each layer soil temperature and soil heat flux in summer in 2010

2.4 土壤濕度、土壤溫度、熱通量的關系

由于青藏高原草地土壤在冬春季節(jié)經(jīng)歷凍融作用，為了揭示土壤溫濕度、熱通量之間的關系，本研究將夏季土壤溫度相對應的土壤濕度、土壤熱通量的變化進行相關性分析，采取皮爾森相關系數(shù)來反映2個變量線性相關程度，結果（表2）表明，各層土壤濕度和土壤溫度、土壤熱通量相關程度十分明顯。其中，各層土壤濕度與各層土壤溫度呈顯著負相關，而隨著土壤深度的增加，相關系數(shù)呈下降趨勢。10 cm土壤溫度與各層熱通量呈顯著正相關；30 cm土壤溫度和10 cm土壤熱通量呈顯著負相關，與30 cm土壤熱通量呈顯著正相關；各層土壤濕度與30 cm土壤熱通量呈顯著負相關，與10 cm土壤熱通量相關性不顯著。

表2 各土層土壤濕度、土壤溫度、熱通量的關系Table 2 Correlation coefficients among soil moisture，soil temperature and heat flux in each layer

2.5 日蒸散量與氣候因子的相關分析

2.5.1 日蒸散量與降水量的關系 蒸散受多種氣象因素的影響，包括空氣溫度、降水量、風速、相對濕度等。圖7a是2010年6－8月的日蒸散量變化及其相應的降水量，總體來看，日蒸散量為0.5～3.5 mm／d，并出現(xiàn)不同程度地波動。6月上旬日蒸散量達到最高值，為3.3 mm／d；8月中旬出現(xiàn)了連續(xù)降水，日蒸散量下降。

2.5.2 日蒸散量與空氣溫度的關系 草地夏季日蒸散量與氣溫呈負相關（圖7b），相關系數(shù)為－0.252，在0.05水平上達到顯著。7月底出現(xiàn)了氣溫的最高值，達14.8℃。隨著氣溫的不斷升高，日蒸散量呈波動減少趨勢，這可能由于可供蒸散的水分逐漸減少，水分交換減慢。

2.5.3 日蒸散量與空氣相對濕度的關系 日蒸散量的大小與近地面層的空氣相對濕度顯著相關。長期觀測中相對濕度對蒸散的影響有正有負，在一些蒸散日變化的研究中二者負相關［22］。當空氣中相對濕度大的時候，植物蒸發(fā)到空氣中的水分就會減少；反之，空氣相對濕度越小，蒸散就越快、越多。在連續(xù)晴熱高溫時，空氣較為干燥，而太陽輻射強度大，土壤蒸發(fā)和植物蒸騰加大，容易發(fā)生干旱［20］。

對日蒸散量與空氣相對濕度進行相關性分析得出，相關系數(shù)－0.387，在0.01水平上達到顯著相關（圖7c）。在6月上旬，空氣相對濕度出現(xiàn)先下降后上升至最大值，然后開始下降，而后又開始上升的過程；日蒸散量隨著空氣相對濕度的下降而上升至一個小峰值，隨后開始下降，然后上升至最大值的過程；空氣相對濕度的最大值出現(xiàn)在6月6日，最小值出現(xiàn)在6月10日，與日蒸散量的最大值出現(xiàn)的日期相同，由此可知，在一定程度上，空氣相對濕度與日蒸散的變化是相反的。6月中下旬以后空氣相對濕度的變化緩慢，但日蒸散量的變化波動明顯。

2.5.4 日蒸散量與風速的關系 風速與日蒸散呈顯著正相關，相關系數(shù)為0.8，在0.01水平上顯著相關（圖7d）。日蒸散量隨著風速的變化而變化，即隨著風速的增大，日蒸散量也隨之增大，表明了風速對日蒸散的影響非常大。

對日蒸散量影響顯著的氣象因子順序為風速＞空氣相對濕度＞氣溫，風速和空氣相對濕度是影響日蒸散量變化的主要原因。

圖7 2010年6－8月日蒸散與日降水量（a）、氣溫（b）、空氣相對濕度（c）、風速（d）的動態(tài)變化Fig.7 Change of daily evapotranspiration and daily rainfall（a），air temperature（b），air relative humidity（c），wind speed（d）in summer in 2010

3 討論

通過對土壤濕度和土壤溫度日變化、小時變化特征分析，降水對土壤濕度有明顯的影響，根據(jù)地表收支方程可知，降水的增多有利于土壤濕度的增加［21］。夏季降水的逐漸增加，土壤濕度也表現(xiàn)出逐漸增加的趨勢。隨著高原雨季的結束，土壤濕度逐漸減少。由于溫度梯度與水分運動方向相反，因此當8月土壤溫度達到最高時，土壤濕度表現(xiàn)出明顯的下降趨勢，但隨著土壤深度的不斷增加，土壤濕度對土壤溫度的敏感性有所降低。淺層土壤水分的移動、存在形態(tài)以及土壤氣體交換都受土壤溫度的影響，溫度升高加速土壤水分移動的頻率，表層土壤水分蒸發(fā)加快，導致土壤水量下降［15］。表層土壤溫度最高值出現(xiàn)的時間滯后，是由于最高溫度出現(xiàn)時間是地面積累熱量最多的時候。中午雖然太陽輻射最強，但地面熱量積累并未達最大值。午后太陽輻射逐漸減弱，但地面仍有熱量積累，溫度繼續(xù)上升，當熱量積累達最大值，此時地面溫度達到最高值。以后，地面得到的太陽輻射繼續(xù)減少，土壤失熱多于收入熱量，地面溫度開始降低，直至次日日出前后，地面因失熱含熱最少，出現(xiàn)地面最低溫度。在北半球夏季，由于地表接收的太陽輻射大于地表放射的長波放射，這種正的凈輻射能使地表溫度首先升高，這時地表向上長波輻射增強的同時，由于存在向下的土壤溫度梯度，一部分能量要向下傳遞［23］，通過一段時間的向下傳遞后，土壤溫度才達到最高值，所以最高值出現(xiàn)的時間滯后。

從10和30 cm土層熱通量變化特征可以看出，當熱通量負值的時候，表示熱量傳輸方向是由下層土壤指向上層，下層土壤釋放熱量，是熱源；當為正值的時候，傳輸方向是由上層土壤指向下層，下層土壤吸收熱量，土壤是獲得熱量的，是熱匯。楊梅學等［24］根據(jù)土壤溫濕度觀測資料，討論了土壤水熱相互作用，認為土壤濕度對土壤溫度的變化有非常重要影響。夏季，表層土壤溫度較高，土壤水中有很大一部分為汽態(tài)水，而汽態(tài)水很容易通過土壤孔隙散失，因此土壤溫度變化對土壤水相變和總含水量影響很大，導致土壤溫度和土壤濕度呈負相關。

從日蒸散量與氣候因子的相關分析中得出，草地夏季日蒸散量與氣溫呈負相關，隨著氣溫的不斷升高，日蒸散量呈波動減少趨勢，這可能由于可供蒸散的水分逐漸減少，水分交換減慢，從而導致日蒸散的減少趨勢。對日蒸散量與空氣相對濕度進行相關性分析得出，在一定程度上，空氣相對濕度與日蒸散的變化是相反的，這與馮承彬等［20］對三江源地區(qū)人工草地的研究結論一致；日蒸散與風速呈顯著正相關，隨著風速的增大，日蒸散量也隨之增大，表明了風速對日蒸散的影響非常大，曹紅霞等［25］的研究也得到相同的結論。對日蒸散量影響顯著的氣象因子順序為風速＞空氣相對濕度＞氣溫，風速和空氣相對濕度是影響日蒸散量變化的主要原因。氣候變化尤其是氣溫的升高，并不意味著日蒸散量的增加，因為氣候變化不單指氣溫升高的變化，包括許多氣象因子的變化，而影響日蒸散量變化的主要氣象因子在不同地區(qū)會有所差異［25］，因此在高寒高海拔地區(qū)風速是影響日蒸散量的主要因素。

4 結論

青藏高原高寒草甸各土層土壤濕度在6－8月的日變化上表現(xiàn)出一致的趨勢，各月、各土層在24 h的變化基本一致。

各土層的日土壤溫、濕度變化趨勢基本一致，隨著各土層土壤溫度逐漸升高，日土壤濕度保持在相對穩(wěn)定范圍內(nèi)；土壤溫度在7月底8月初達到最大值后呈下降趨勢；各層土壤溫、濕度在6－8月的24 h變化趨勢一致，隨著土壤深度的不斷增加，各月土壤溫度值逐漸穩(wěn)定；夏季，土壤溫度和土壤濕度呈負相關，而隨著土壤深度的增加，相關系數(shù)下降。

土壤溫度與熱通量小時變化特征中，6－8月10，30 cm土壤熱通量變化趨勢一致，呈正弦曲線，表層10 cm土壤熱通量震蕩明顯，而深層30 cm土壤熱通量變化緩慢；土壤溫度的變化較土壤熱通量變化滯后，當土壤熱通量下降的時候，土壤溫度也在下降；當熱通量負值的時候，下層土壤釋放熱量，是熱源；當為正值的時候，下層土壤吸收熱量，是熱匯。

日蒸散量與氣候因子的相關分析中得出，對日蒸散量影響顯著的氣象因子順序為風速＞空氣相對濕度＞氣溫，風速和空氣相對濕度是影響日蒸散量變化的主要原因。

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