模擬增溫對青海省玉樹州稱多縣高寒草甸土壤 水分的影響研究

姚世庭，蘆光新*，李欣，黨寧，王英成，周杰東主，付剛， 王軍邦，周華坤

1. 青海大學農牧學院，青海 西寧 810016；2. 中國科學院地理科學與資源研究所，北京 100101； 3. 中國科學院西北高原生物研究所，青海 西寧 810001

青藏高原被稱作“亞洲水塔”，是中國及東南亞地區眾多河流的發源地，在國家生態安全屏障保護與建設中具有重要的地位（孫鴻烈等，2012）。受地理位置及社會歷史發展等條件的限制，青藏高原的水資源保持著較完整的原生狀態（Tian et al.，2016）。但隨著社會的進步與經濟的發展，青藏高原生態環境系統不穩定性增加，資源環境壓力加重。

土壤水分是植物格局形成和演變的重要因素，也是衡量土壤干旱程度對氣候變化比較敏感的環境因子之一（楊濤等，2010）。在高寒地區，土壤水分與溫度密切相關，溫度是水分變化的主要驅動力，增溫不僅會改變土壤的水力參數，而且土壤水分也會借助溫度梯度而產生運移（張富倉等，1997）。研究表明不同溫度下土壤含水量隨溫度升高而降低（張一平等，1990），且溫度對同一土壤水分入滲速率也有影響（辛繼紅等，2009）。高寒地區土壤水分的主要來源是降水，降水的季節變化將直接影響土壤水分的時間分布格局，溫度和降水會共同影響植物的生長發育程度（趙之重等，2014），土壤質地影響土壤的持水、保水性，進而對水分在土壤中的運移產生影響（李元壽等，2018），土壤凍融轉換期影響土壤的水文過程（焦永亮等，2014）。

近年來，青藏高原氣候變暖趨勢明顯，其增溫幅度明顯高于全球和全國平均水平，達到每10 年0.32 ℃（Liu et al.，2000）。研究模擬增溫對土壤水分的影響，可為氣候變化背景下高寒草地土壤水分變化規律提供基礎，具有非常重要的研究意義。以往研究較多關注高寒草甸短期模擬增溫對植物生物量（奚晶陽等，2019）、群落特征（李軍祥等，2019）、土壤養分（楊有芳等，2018）、土壤菌落組成（黃靜等，2019）、植株葉片生理特性變化（Kovenock et al.，2018）等的研究，目前有關短期模擬增溫對高寒草甸土壤水分短期及較長時間的影響研究較少。開頂式同化箱（OTC）野外模擬增溫試驗被認為是研究生態環境對氣候變化響應的較為理想方法之一。本研究在三江源區青海大學—清華大學三江源草地生態系統監測定位站前期研究的基礎上，利用試驗站的土壤三參數儀連續記錄的數據，對模擬增溫OTCs 小室中土壤溫度和水分變化規律以及土壤凍融轉換期土壤溫度和水分的相關性進行分析，旨在探討和認識全球氣候變化背景下高寒草甸土壤水分變化規律，對保護高寒生態系統以及保育青藏高原生物多樣性具有重要的意義。

1 材料與方法

1.1 研究區域概況

研究區位于青海省玉樹州稱多縣珍秦鎮的青海大學—清華大學三江源草地生態系統監測定位站，地理位置為33°24′30″N，97°18′00″E，海拔4 270 m。區內屬高寒大陸性氣候，氣候寒冷，四季不分明，僅以0 ℃上下分為冷暖兩季，無絕對無霜期。多年平均氣溫-4.8 ℃，多年平均降水量503.6 mm，多集中在6—9 月。土壤類型為高山草甸土，植被類型為高寒草甸。

1.2 模擬增溫實驗

本論文基于國際凍原計劃（ITEX）的模擬增溫（OTC）方法，建立了模擬增溫的野外試驗平臺（圖1），試驗樣地地勢平坦，植物分布相對均勻，并用圍欄將實驗樣地進行封閉。試驗分為增溫（T，Temperature enhancement）和對照（CK）兩個處理，試驗樣地面積為100 m×40 m，樣地內隨機布置3個小區，小區面積2×2 m2，增溫處理的小區內設置開頂式溫棚，使用材料為聚碳酸酯板纖維，六邊形型框架用細鋼筋制作，溫棚底部直徑為1.45 m，頂部直徑為1.00 m，高度0.4 m，共設5 次重復，溫室外未做任何處理的樣地為對照。

1.3 數據來源

在試驗樣地安裝了HOBO U30 小型自動氣象站和基于CR1000 的土壤三參數分層測量系統，可以連續觀測空氣溫濕度、風速風向、雨量、土壤水分、光合有效輻射、總輻射傳感器、土壤水分、土壤溫度、土壤電導率等氣象和土壤指標，并且在各處理小區內，分別在地上30、15 cm、地表、地下7.5、15、22.5 cm 處安置溫濕度自動記錄儀探頭（onset 公司生產的溫濕度測定儀），可以實現多個土壤溫度、土壤濕度、土壤含水量等參數的采集、同步存儲、顯示及歷史數據查詢（表1）。文中測得的土壤水分是土壤相對濕度。本文主要分析2015年9 月8 日—2018 年7 月31 日的土壤溫度和土壤水分的變化情況。

圖1 模擬增溫試驗平臺 Fig. 1 Simulated warming test platform

表1 數據來源及數據量 Table 1 Data source and amount of data

1.4 分析方法

將采集到的土壤三參數數據進行整理，分析模擬增溫和對照條件下不同土層（0—15 cm 和15—30 cm）土壤水分和土壤溫度的日變化、月變化規律，同時以連續5 日土壤溫度大于0 ℃（包括0 ℃）的天數為解凍期，以連續5 日土壤溫度小于0 ℃（包括0 ℃）的天數為凍結期，以此為依據，將模擬增溫小室內、外的不同土層的土壤水分和土壤溫度按解凍期、凍融期進行分析。

1.5 數據處理

采用Excel 2010 軟件進行數據整理和制圖，采用IBM SPSS Statistics 20.0 中線性回歸分析方法對模擬增溫小室內、外的不同土層的土壤水分和土壤溫度的數值按解凍期、凍融期進行相關分析，比較不同處理下土壤溫度、水分的差異。

2 結果與分析

2.1 模擬增溫條件下土壤溫度的變化規律

2.1.1 土壤溫度日變化規律

由圖2a 和圖2b 可以看出，在0—15 cm 和15—30 cm 的土層中，無論增溫與否，土壤溫度總體變化趨勢一致，均表現為“先增高后降低”的變化規律。在年度內，0—15 cm 土壤層中，8 月16 號溫度最高（16.77 ℃）。1 月11 號的溫度最低（-1.92 ℃），15—30 cm 深度土壤，8 月27 號溫度最高（14.34 ℃）。1 月 25 號的溫度最低（-0.773 ℃）。

圖2 OTC 模擬增溫土壤溫度日變化 Fig. 2 OTC simulated warming soil temperature changes

模擬增溫條件下，0—15 cm 和15—30 cm 的土層的土壤溫度均高于對照。與對照相比，模擬增溫條件下土壤溫度平均日變化增加2.51 ℃（0—15 cm）和1.35 ℃（15—30 cm）。由此可見，在0—30 cm的土層范圍內，模擬增溫有利于增加土壤溫度。

由表2 可以看出，相比于0—15 cm 土層土壤，15—30 cm 土層土壤的解凍期早，凍結期晚，但模擬增溫條件下，0—15 cm 土層土壤解凍時間早于15—30 cm 土層土壤。

在0—15 cm 土層中，對照條件下，每年4 月11 日左右土壤開始解凍，11 月27 日土壤開始凍結，而在模擬增溫條件下，3 月7 日左右土壤開始解凍，12 月5 日土壤開始凍結，解凍期提前了35 d，凍結期延后8 d。在15—30 cm 土層中，對照條件下，每年4 月4 日左右土壤開始解凍，12 月20 日土壤開始凍結，而在模擬增溫條件下，3 月19 日左右土壤開始解凍，1 月1 日土壤開始凍結，解凍期提前了16 d，凍結期延后12 d。可以推測，模擬增溫會改變土壤凍融和解凍的時間，增溫對表層土壤的增溫效果更加明顯。

2.1.2 土壤溫度月變化規律

由圖3 可以看出，模擬增溫條件下不同土層深度（0—15 cm）和（15—30 cm）的土壤溫度與對照的變化趨勢一致，即：在0—15 cm 土壤層中，8月土壤溫度最高，為15.38 ℃，1 月土壤溫度最低，為-1.57 ℃，在15—30 cm 土壤層中，8 月土壤溫度最高，為 13.80 ℃，1 月土壤溫度最低，為-0.60 ℃。與對照相比，模擬增溫條件下土壤月平均溫度增加2.62 ℃（0—15 cm）和1.38 ℃（15—30 cm），4 月、5 月和6 月對照與增溫處理下土壤溫度差異較大。

2.2 模擬增溫條件下土壤水分的變化規律

2.2.1 土壤水分日變化規律

由圖4a 和圖4b 可以看出，在0—15 cm 和15—30 cm 的土層中，無論增溫與否，土壤水分總體變化趨勢一致，均表現為生長季變化的波動較大，非生長季變化的波動較小。在0—15 cm 土層中，模擬增溫條件下，5 月11 日水分最高，為0.41%。1 月24 號的水分最低，為0.22%；在對照條件下，9 月5 日水分最高，為0.42%。2 月29 號的水分最低，為0.07%。15—30 cm 土層土壤，模擬增溫條件下，5 月11 日水分最高，為0.43%。1 月30號的水分最低，為0.21%；在對照條件下，5 月11日水分最高，為0.42%。2 月29 號的水分最低，為0.14%。

由表3 可以看出，在0—15 cm 土層中，模擬增溫條件下，解凍時期土壤水分為0.34%，凍結時期土壤水分為0.23%，對照條件下，解凍時期土壤水分為0.33%，凍結時期土壤水分為0.11%。在15—30 cm 土層中，模擬增溫條件下，解凍時期土壤水分為0.37%，凍結時期土壤水分為0.23%，對照條件下，解凍時期土壤水分為0.29%，凍結時期土壤水分為0.15%。

表2 不同土層凍融和解凍時間 Table 2 Freezing and thawing period and thawing time of different soil layers

表3 不同土層凍融期、解凍期土壤水分的變化 Table 3 Freezing and thawing period and thawing time of different soil layers

圖3 OTC 模擬增溫土壤溫度月變化 Fig. 3 Monthly variation of soil temperature in OTC simulated warming

圖4 OTC 模擬增溫土壤水分日變化 Fig. 4 OTC simulated warming soil moisture diurnal variation

與對照相比，模擬增溫條件下不同土層0—15 cm 和15—30 cm 的土壤水分增加0.07%和0.09%。由此可見，在0—30 cm 的土層范圍內，模擬增溫有利于增加土壤水分。

2.2.2 土壤水分月變化規律

由圖5a 和圖5b 可以看出不同土層深度0—15 cm 和15—30 cm 土壤水分的月變化情況。在0—15 cm 土層中，模擬增溫條件下，土壤水分分別在5月和9 月出現兩個高峰。在15—30 cm 土層中，模擬增溫條件下，土壤水分在4 月出現高峰。與對照相比，模擬增溫條件下土壤月平均水分增加0.04%（0—15 cm）和0.09%（15—30 cm），15—30 cm土層增加的更明顯。

圖5 OTC 模擬增溫土壤水分月變化 Fig. 5 Monthly variation of soil moisture in OTC simulated warming

2.3 模擬增溫對土壤水分的影響

為進一步研究模擬增溫條件下不同土層土壤水分和土壤溫度的關系，將模擬增溫小室內、外的不同土層的土壤水分和土壤溫度的數值按解凍期、凍融期進行相關分析。

在模擬增溫條件下（圖6），在0—15 cm 土層中，凍融期土壤含水量先隨著土壤溫度的增加而上升，當達到最高值后，呈現下降的趨勢（r2=0.139 2，P＜0.01）。凍結期土壤含水量隨著溫度的增加呈現一直上升的趨勢（r2=0.809 5，P＜0.01）。由此可以看出，不論凍結期還是解凍期，土壤溫度和土壤水分存在正相關。在15—30 cm 土層中，凍融期土壤含水量先隨著土壤溫度的增加而上升，當達到最高值后，呈現下降的趨勢（r2=0.003 5，P＞0.05）。凍結期土壤含水量隨著溫度的增加呈現一直上升的趨勢（r2=0.631 5，P＜0.01）。

在對照條件下（圖7），在0—15 cm 土層中，凍融期土壤含水量先隨著土壤溫度的增加而上升，當達到最高值后，呈現下降的趨勢（r2=0.012 3，P＞0.05）。凍結期土壤含水量隨著溫度的增加呈現一直上升的趨勢，（r2=0.460 1，P＜0.01）。由此可以看出，不論凍結期土壤溫度和土壤水分存在正相關。在15—30 cm 土層中，凍融期土壤含水量先隨著土壤溫度的增加而上升，當達到最高值后，呈現下降的趨勢，（r2=0.013 9，P＞0.05）。凍結期土壤含水量隨著溫度的增加呈現一直上升的趨勢，（r2=0.423 2，P＜0.01）。由此可以看出，在0—15 cm和15—30 cm 的土層中，凍結期土壤溫度和土壤水分存在正相關。

3 討論

3.1 模擬增溫對土壤水分的影響

本研究發現模擬增溫對高寒草甸不同土層土壤的溫度和水分都有一定的影響。模擬增溫條件下，0—15 cm 和15—30 cm 土層的土壤溫度分別增加了2.50 ℃和1.36 ℃，對表層土壤（0—15 cm）的增溫效果更加明顯，0—15 cm 土層土壤水分與對照相比增加了0.07%，15—30 cm 土層土壤水分與對照相比增加了0.09%，這說明OTC 小室內土壤溫度、土壤水分高于OTC 小室外，這與多數研究結果一致（權欣等，2016；Zavaleta et al.，2003；Jorgenson et al.，2001；Bremer et al.，1996）。增溫使得土壤水分增加，研究發現增溫下土壤含水量降低（李巖等，2019；王瑞，2016），與本文結果不一致。OTC 小室內植被生長狀況比室外更密更高，密集的根系分布，導致淺層土壤存在弱排水性，使得水分在地表蓄滿聚集這與劉光生等（2015）的研究結果一致。

圖6 OTC 模擬增溫小室內（T）土壤水分和土壤溫度的相關性 Fig. 6 Correlation between soil moisture and soil temperature in OTC simulated warming chamber (T)

圖7 OTC 模擬增溫小室外土壤水分和土壤溫度的相關性 Fig. 7 Correlation between soil moisture and soil temperature in OTC simulated warming outdoor

蒸發和降水使淺層土壤溫度或升或降（李韻等，2015）。在亞高山草甸短期增溫實驗中發現，在溫度最高的時間段，由于土壤蒸發的作用，土壤含水量在該時期達到最低值，溫度較低時，模擬增溫條件下土壤含水量的變化更明顯（歐陽青等，2019）。姜炎彬等（2017）在藏北高寒草甸短期增溫實驗發現，增溫后土壤含水量降低的主要原因是由于溫度升高導致了土壤水分蒸發增加，王軍等（2018）在紫花針茅草原也得到同樣的結論。這可能是因為在植物生長季土壤水分散發作用強烈，導致了土壤水分減少，此外，在高寒草甸，降水是土壤水分的主要來源，當降水入滲存儲在土壤表層中的水量超過蒸發損失量時，土壤水分增加。土壤凍融轉換期影響土壤的水文過程，在凍融期，不同土層的土壤含水量都經歷一個土壤凍結末期水分迅速減小期和土壤凍結初期的水分緩慢減小，在解凍期，表層土壤含水量都經歷一個水分上下波動期和水分急劇增加期，深層土壤含水量升高的速率比深層土壤略高（常娟等，2012）。徐滿厚等（2016）通過模擬增溫實驗推測出在植被生長季（5—7 月），凍土融化深度會隨著溫度的回升而增大，表層土壤水分會迅速增加，這與本實驗結果一致。稱多縣地處三江源區腹地，6 月開始進入生長季，9 月植物開始枯黃，每年降雨集中在7—8 月，降雨增加了土壤水分，尤其是表層土壤含水量增加明顯，影響表層及深層土壤水分的變化，增溫使植物更加適宜生長，發達的根系使土壤水分聚集。另外由于高寒草甸植物的截留作用，從而表現出不同土層水分變化的差異。

三江源區具有重要的水源涵養功能作用，對于維護我國及周邊國家生態安全、調節并維持全球氣候穩定等方面具有極其重要的戰略意義（王琰，2015；張惠遠等，2012）。本研究雖然僅在稱多縣高寒草甸研究了土壤水分對模擬增溫的響應機制，但對進一步探討土壤水分與氣候因子之間的耦合機制奠定了理論基礎，這將對于全球氣候變化背景下高寒草甸土壤水分變化規律有更加清晰的認識，對探討未來氣候情景下土壤水分對氣候變化的響應作用有重要意義。空氣溫濕度、風速風向、雨量、土壤類型、土壤質地、光合有效輻射等不同因素在不同土層深度對土壤水分的影響程度存在差異，而各因子對于土壤水分的具體影響機制還需進一步研究。由于本研究數據具有一定的局限性，因此，在今后的研究中，將不斷進一步充實和完善該方面的數據，結合現代技術手段進行更加深入的研究關于水分對氣溫的影響及其作用機理。該研究對于深入理解全球氣候變化環境下青藏高原土壤水分變化對周邊地區乃至全球氣候系統的影響具有重要理論與現實意義。

4 結論

（1）采用OTC 對試驗樣地不同土層0—15 cm和 15—30 cm 土壤溫度模擬增溫，效應顯著（P＜0.01）。OTC 模擬增溫小室內、外不同土層（0—15 cm 和15—30 cm）土壤溫度的年內變化總體趨勢一致，表現為先上升，后下降的趨勢。0—15 cm土層土壤增溫效應差異大于15—30 cm 土層土壤。

（2）在模擬增溫條件下，不同土層0—15 cm和15—30 cm 土壤中，呈現出生長季變化的波動較大，非生長季變化的波動較小的變化規律。

（3）在模擬增溫條件下，在0—15 cm 土層中，不論凍結期還是解凍期，土壤溫度和土壤水分存在正相關，（P＜0.01）。在15—30 cm 土層中，凍結期土壤含水量隨著溫度的增加呈現一直上升的趨勢（P＜0.01）。解凍期土壤含水量先隨著土壤溫度的增加而上升，當達到最高值后，呈現下降的趨勢，r2=0.013 9，P＞0.05。