黄河源头高寒草甸夏季土壤水热特征及相互关系研究

张娟，李晓东，李凤霞，周秉荣

（1.青海省气象科学研究所，青海 西宁810001；2.青海省师范大学，青海 西宁810001）

＊青藏高原土壤水分和热量迁移过程的连续变化模拟对于全球变化研究具有非常重要的意义［1］，其准确研究和分析土壤水分和热量的变化以及相互关系是理解高寒草甸生态系统变化的重要基础。吴青柏等［2］的研究表明，水热过程与寒区生态环境有着密切的关系。由于受人类活动和自然因素的影响，青藏高原高寒草甸生态系统的退化导致了生物多样性降低，水土流失等生态问题加剧［3－6］，为保护青藏高原高寒草甸脆弱的生态环境，需要充分了解草地退化演替过程中的一些生物学过程和特征［7］。Henderson等［8］和Shao等［9］的研究表明，土壤温度和土壤水分是检验陆面过程中水文过程的重要指标。地表层土壤的水分状况又与径流、蒸发及地下水补给等过程有着重要的相互作用，从而直接或间接地影响土壤对太阳辐射热量吸收和放射［10］，且土壤湿度在一定程度上可以影响反照率和蒸发。土壤温度变化对土壤表层水分运动的影响是一个有重要价值的问题，土壤温度的变化影响表层土壤中水盐运动和水分的相变［11］。地表辐射平衡和土壤水热过程是地球的主要物理过程之一，区域气候的突变或变化大多数是地表辐射平衡和土壤水热过程的调整或演变而引起［12］。由于黄河上游地区具有的独特陆面特征和生态属性，使得该区域地气间能量循环过程与其他区域的地气能量交换过程有很大不同［13］，因此，对这一地区的土壤水热和地表辐射平衡特征进行分析研究是十分必要的。

地表土壤的水热动态过程和变化机制是陆面过程的重要研究内容，越来越多的研究侧重于大气过程和地表过程的耦合模拟研究，但土壤水热变化特征仍缺乏长期观测资料，与气象要素间的关系及相互影响机理的研究也不够深入［14］。国内不少学者通过实验模拟研究等方法，分析土壤温度变化对土壤含水量的影响及与土壤水热运动相互关系［7－12］，也有学者张世强等［1］，王俊峰和吴青柏［15］对青藏高原沼泽草甸的土壤水热特征进行了分析研究，但这些研究都是通过实验模拟的方法对高寒草甸土壤水热特征进行模拟分析，而缺乏对长期观测资料的分析。因此，对于野外观测条件下土壤水热变化规律的观测分析仍不失为一种有效的研究途径［16］。本研究通过长期观测的数据，根据夏季野外观测资料，借助统计学方法，分析研究了土壤温、湿度和土壤热通量之间的变化关系，以及气象因子与蒸散量的关系，从而揭示高寒草甸演替及退化的机理，对青藏高原高寒草甸的保护和可持续利用有着重要的意义。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

玛多县位于青海省果洛藏族自治州西北部，县府驻玛查里（黑河乡境内），地处黄河源头，巴颜喀拉山北麓，阿尼玛卿雪山以西的黄河谷地，地理位置为北纬34°00′～35°40′，东经96°50′～99°20′，面积约2.5×104km2，大部分地区海拔在4 200 m以上。玛多县地势高亢，空气稀薄，一年四季气候寒冷，没有绝对的无霜期［4］。属高原大陆性半湿润气候，年平均气温－5.3～－2.4℃，多年平均降水量312.8 mm左右，年蒸发量为1 333.9 mm，最大风速可达26 m／s，该县主要以畜牧业为主，可利用草场面积14 350 km2，有野牛、野驴、黄羊和白唇鹿等野生动物。境内山峦起伏，河流纵横，大小湖泊星罗棋布。著名的扎陵湖、鄂陵湖在玛多县境内，该县素有“千湖之县”的称号［17］。观测站位于玛多县城以南黄河沿岸附近平坦草场，经、纬度位置 E 98°12′52″、N 34°53′22″，海拔4 222 m，观测站周围地形开阔，下垫面植被良好（草地覆盖度在85%以上），能够代表研究区典型高寒草甸的整体状况。

1.2 研究方法与计算

本研究中涉及数据采集系统：土壤温度以及土壤湿度测定系统，土壤湿度以及土壤温度的测定深度均为10和30 cm。数据采集传感器型号及参数见表1，所有的项目测定时间间隔均为每5 min一次，日变化及小时变化均按5 min测定值通过平均求得。本研究所有数据均采用Excel制图，SPSS统计软件进行统计学分析。

表1 监测仪数据采集传感器型号和参数Table 1 Measurement instruments and parameters measured

Penman在1948年首先提出了无水汽水平输送条件下的参考作物蒸散量的计算公式，该公式由辐射项和空气动力项组成，能够比较精确的计算参考作物蒸散［18］。1992年Smith［19］在总结试验的基础上提出了计算蒸散量的P－M简化公式。该公式全面考虑影响田间水分散失的大气因素和作物因素，将能量平衡、空气动力学参数和表面参数结合在一起，可应用于世界各个地区，估值精度较高且具有良好的可比性，其公式为［20］：

式中，ET0为参考作物蒸散量（mm／d）；△为饱和水汽压曲线对温度的斜率（k Pa／℃）；Rn为净辐射［MJ／（m2·d）］；G为地热通量［MJ／（m2·d）］；γ为干湿表常数（kPa／℃）；Cn和C d均是以1 d为步长的Penman公式设置常数（Cn＝900，Cd＝0.34）；es、ea分别为饱和水汽压和实际水汽压（kPa）；T为日平均温度（℃）；U2为2 m 高处的风速（m／s）。根据P－M简化公式可以求得2010年6－8月日蒸散量。

2 结果与分析

2.1 土壤湿度日变化、小时变化和月变化

通过对青藏高原高寒草甸夏季6－8月日土壤湿度变化的研究，结果（图1）表明，6－8月的日土壤湿度在不同层次表现出相对一致的趋势。6－8月日土壤湿度，在7月底8月初呈急剧下降趋势。结合该时段气象资料的分析得出，在7月底8月初日平均气温升高、7月中下旬降水量相对偏少，导致了7月底8月初土壤湿度急剧下降。

青藏高原高寒草地土壤湿度6－8各月、各土层在24 h的变化趋势基本一致，其中6－8各月表层10 cm土壤湿度最大值出现在16－17时、最小值出现在8时；30 cm土壤湿度最大值出现在22时、0时，最小值出现在11－13时（图2）。

6－8月10cm土壤湿度呈逐渐下降趋势（图3），30 cm土壤湿度在7月有小幅上升，而后呈下降趋势；各层土壤湿度最小值出现在8月，其中最小值出现在8月10 cm土层，为12.88 m3／m3，最大值出现在7月30 cm土层，为16.65 m3／m3。

图1 2010年6－8月日土壤湿度与日气温、日降水变化特征Fig.1 Change of daily soil moisture，air temperature，and rainfall in summer in 2010

图2 2010年6－8月10和30 cm土壤湿度24 h变化特征Fig.2 Change of each layer soil moisture for 24 hours in summer in 2010

2.2 各土层土壤湿度和土壤温度日变化、小时变化特征

各层土壤温度在7月底8月初出现最高值，最低值出现在6月1日；各层土壤湿度最高值出现在7月4日，最低值出现在8月9日（图4）。结果表明，各土层的土壤温、湿度变化趋势基本一致，随着各土层土壤温度逐渐升高，日土壤湿度保持在相对稳定范围内；土壤温度在7月底8月初达到最大值后呈下降趋势；土壤湿度在7月4日达到最大之后开始缓慢下降，在8月9日达到最低值后又逐渐上升至平均水平。结合气象资料分析，7月底8月初由于空气温度升高，降水偏少，导致了土壤湿度值下降，而8月9日开始降水过程，使得土壤水量增加，土壤湿度值急剧增大。

6－8月24 h的各层土壤湿度无明显变化（图5）；10 cm土壤温度变化呈正弦曲线，随着土壤深度的不断增加，30 cm土壤温度值逐渐稳定，变化不大，与赵逸舟等［21］研究的结论一致；10 cm土壤温度和土壤湿度在7－8时达到最低值，17时达到最高值；30 cm土壤温、湿度的最低值出现在11－13时，最高值在0，22和23时。表层土壤温度最高值出现的时间滞后。

2.3 各土层土壤温度和热通量小时变化特征

图3 2010年6－8月10和30 cm土壤湿度月变化Fig.3 Change of each layer soil moisture for month in summer in 2010

图4 2010年6－8月10和30 cm土壤温、湿度日变化特征Fig.4 Daily change of each layer soil moisture and temperature in summer in 2010

图5 2010年6－8月10和30 cm土壤温、湿度24 h变化特征Fig.5 Change of each layer soil moisture and soil temperature in summer in 2010

从土壤温度与热通量24 h变化特征中，6－8月10和30 cm土壤热通量变化趋势一致，呈正弦曲线（图6），表层10 cm土壤热通量震荡明显，而深层30 cm土壤热通量变化缓慢。10和30 cm土壤热通量最大值出现在15和19时，最小值出现在6和10时；10和30 cm土壤温度的最大值出现在17和23时，最小值出现在8和12时。由此可以看出，土壤温度的变化较土壤热通量变化滞后；各层土壤温度在各月变化趋势一致，当土壤热通量开始下降的时候，土壤温度也在下降。

图6 2010年6－8月10和30 cm土壤温度与土壤热通量24 h变化特征Fig.6 Change of each layer soil temperature and soil heat flux in summer in 2010

2.4 土壤湿度、土壤温度、热通量的关系

由于青藏高原草地土壤在冬春季节经历冻融作用，为了揭示土壤温湿度、热通量之间的关系，本研究将夏季土壤温度相对应的土壤湿度、土壤热通量的变化进行相关性分析，采取皮尔森相关系数来反映2个变量线性相关程度，结果（表2）表明，各层土壤湿度和土壤温度、土壤热通量相关程度十分明显。其中，各层土壤湿度与各层土壤温度呈显著负相关，而随着土壤深度的增加，相关系数呈下降趋势。10 cm土壤温度与各层热通量呈显著正相关；30 cm土壤温度和10 cm土壤热通量呈显著负相关，与30 cm土壤热通量呈显著正相关；各层土壤湿度与30 cm土壤热通量呈显著负相关，与10 cm土壤热通量相关性不显著。

表2 各土层土壤湿度、土壤温度、热通量的关系Table 2 Correlation coefficients among soil moisture，soil temperature and heat flux in each layer

2.5 日蒸散量与气候因子的相关分析

2.5.1 日蒸散量与降水量的关系 蒸散受多种气象因素的影响，包括空气温度、降水量、风速、相对湿度等。图7a是2010年6－8月的日蒸散量变化及其相应的降水量，总体来看，日蒸散量为0.5～3.5 mm／d，并出现不同程度地波动。6月上旬日蒸散量达到最高值，为3.3 mm／d；8月中旬出现了连续降水，日蒸散量下降。

2.5.2 日蒸散量与空气温度的关系 草地夏季日蒸散量与气温呈负相关（图7b），相关系数为－0.252，在0.05水平上达到显著。7月底出现了气温的最高值，达14.8℃。随着气温的不断升高，日蒸散量呈波动减少趋势，这可能由于可供蒸散的水分逐渐减少，水分交换减慢。

2.5.3 日蒸散量与空气相对湿度的关系 日蒸散量的大小与近地面层的空气相对湿度显著相关。长期观测中相对湿度对蒸散的影响有正有负，在一些蒸散日变化的研究中二者负相关［22］。当空气中相对湿度大的时候，植物蒸发到空气中的水分就会减少；反之，空气相对湿度越小，蒸散就越快、越多。在连续晴热高温时，空气较为干燥，而太阳辐射强度大，土壤蒸发和植物蒸腾加大，容易发生干旱［20］。

对日蒸散量与空气相对湿度进行相关性分析得出，相关系数－0.387，在0.01水平上达到显著相关（图7c）。在6月上旬，空气相对湿度出现先下降后上升至最大值，然后开始下降，而后又开始上升的过程；日蒸散量随着空气相对湿度的下降而上升至一个小峰值，随后开始下降，然后上升至最大值的过程；空气相对湿度的最大值出现在6月6日，最小值出现在6月10日，与日蒸散量的最大值出现的日期相同，由此可知，在一定程度上，空气相对湿度与日蒸散的变化是相反的。6月中下旬以后空气相对湿度的变化缓慢，但日蒸散量的变化波动明显。

2.5.4 日蒸散量与风速的关系 风速与日蒸散呈显著正相关，相关系数为0.8，在0.01水平上显著相关（图7d）。日蒸散量随着风速的变化而变化，即随着风速的增大，日蒸散量也随之增大，表明了风速对日蒸散的影响非常大。

对日蒸散量影响显著的气象因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。

图7 2010年6－8月日蒸散与日降水量（a）、气温（b）、空气相对湿度（c）、风速（d）的动态变化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 讨论

通过对土壤湿度和土壤温度日变化、小时变化特征分析，降水对土壤湿度有明显的影响，根据地表收支方程可知，降水的增多有利于土壤湿度的增加［21］。夏季降水的逐渐增加，土壤湿度也表现出逐渐增加的趋势。随着高原雨季的结束，土壤湿度逐渐减少。由于温度梯度与水分运动方向相反，因此当8月土壤温度达到最高时，土壤湿度表现出明显的下降趋势，但随着土壤深度的不断增加，土壤湿度对土壤温度的敏感性有所降低。浅层土壤水分的移动、存在形态以及土壤气体交换都受土壤温度的影响，温度升高加速土壤水分移动的频率，表层土壤水分蒸发加快，导致土壤水量下降［15］。表层土壤温度最高值出现的时间滞后，是由于最高温度出现时间是地面积累热量最多的时候。中午虽然太阳辐射最强，但地面热量积累并未达最大值。午后太阳辐射逐渐减弱，但地面仍有热量积累，温度继续上升，当热量积累达最大值，此时地面温度达到最高值。以后，地面得到的太阳辐射继续减少，土壤失热多于收入热量，地面温度开始降低，直至次日日出前后，地面因失热含热最少，出现地面最低温度。在北半球夏季，由于地表接收的太阳辐射大于地表放射的长波放射，这种正的净辐射能使地表温度首先升高，这时地表向上长波辐射增强的同时，由于存在向下的土壤温度梯度，一部分能量要向下传递［23］，通过一段时间的向下传递后，土壤温度才达到最高值，所以最高值出现的时间滞后。

从10和30 cm土层热通量变化特征可以看出，当热通量负值的时候，表示热量传输方向是由下层土壤指向上层，下层土壤释放热量，是热源；当为正值的时候，传输方向是由上层土壤指向下层，下层土壤吸收热量，土壤是获得热量的，是热汇。杨梅学等［24］根据土壤温湿度观测资料，讨论了土壤水热相互作用，认为土壤湿度对土壤温度的变化有非常重要影响。夏季，表层土壤温度较高，土壤水中有很大一部分为汽态水，而汽态水很容易通过土壤孔隙散失，因此土壤温度变化对土壤水相变和总含水量影响很大，导致土壤温度和土壤湿度呈负相关。

从日蒸散量与气候因子的相关分析中得出，草地夏季日蒸散量与气温呈负相关，随着气温的不断升高，日蒸散量呈波动减少趋势，这可能由于可供蒸散的水分逐渐减少，水分交换减慢，从而导致日蒸散的减少趋势。对日蒸散量与空气相对湿度进行相关性分析得出，在一定程度上，空气相对湿度与日蒸散的变化是相反的，这与冯承彬等［20］对三江源地区人工草地的研究结论一致；日蒸散与风速呈显著正相关，随着风速的增大，日蒸散量也随之增大，表明了风速对日蒸散的影响非常大，曹红霞等［25］的研究也得到相同的结论。对日蒸散量影响显著的气象因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。气候变化尤其是气温的升高，并不意味着日蒸散量的增加，因为气候变化不单指气温升高的变化，包括许多气象因子的变化，而影响日蒸散量变化的主要气象因子在不同地区会有所差异［25］，因此在高寒高海拔地区风速是影响日蒸散量的主要因素。

4 结论

青藏高原高寒草甸各土层土壤湿度在6－8月的日变化上表现出一致的趋势，各月、各土层在24 h的变化基本一致。

各土层的日土壤温、湿度变化趋势基本一致，随着各土层土壤温度逐渐升高，日土壤湿度保持在相对稳定范围内；土壤温度在7月底8月初达到最大值后呈下降趋势；各层土壤温、湿度在6－8月的24 h变化趋势一致，随着土壤深度的不断增加，各月土壤温度值逐渐稳定；夏季，土壤温度和土壤湿度呈负相关，而随着土壤深度的增加，相关系数下降。

土壤温度与热通量小时变化特征中，6－8月10，30 cm土壤热通量变化趋势一致，呈正弦曲线，表层10 cm土壤热通量震荡明显，而深层30 cm土壤热通量变化缓慢；土壤温度的变化较土壤热通量变化滞后，当土壤热通量下降的时候，土壤温度也在下降；当热通量负值的时候，下层土壤释放热量，是热源；当为正值的时候，下层土壤吸收热量，是热汇。

日蒸散量与气候因子的相关分析中得出，对日蒸散量影响显著的气象因子顺序为风速＞空气相对湿度＞气温，风速和空气相对湿度是影响日蒸散量变化的主要原因。

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