三江源区退化高寒草甸浅层土壤冻融作用特征

魏卫东,刘育红,马 辉,李积兰

(青海大学农牧学院,青海 西宁 810016)

冻融作用是由于昼夜、季节温度小于0 ℃和大于0 ℃时水分发生相变使得一定土层土壤冻结和消融的自然现象。土壤冻融普遍存在于中、高纬度及高海拔冻土地区,以非生物应力方式,改变土壤水热动态及土壤生物化学过程[1]。受全球气候变暖影响,冻土区环境温度波动加剧,多年冻土不断退化[2],不仅冻融格局发生变化,而且这种变化通过改变土壤热容量、土壤含水量等对区域乃至全球气候变暖产生正反馈作用[3]。近年来,针对冻土及冻融作用对土壤因子影响的研究在土壤有机碳[4]、非生物胁迫[5]、土壤养分平衡[6]、土壤水分和盐分的迁移[7]、土壤微生物活性[8]及土壤CO2通量特征[9]等方面已经取得进展。青藏高原高寒草甸作为重要的草地类型之一,广泛发育的冻土是维持高寒草甸生态环境稳定的重要基础,冻融作用塑造的寒冻土及协同进化的草甸植被群落等构成了独特的高寒草甸生态系统[10]。由于冻融作用在高寒草甸生态环境中意义重大,深受研究人员的关注。如高原土壤温湿度的变化[11],高原湿地土壤冻结融化期间陆面过程特征[12],降雪对土壤冻融过程及其水热分布的影响[13]。近几十年来,地处青藏高原腹地、生态系统敏感而脆弱的三江源区高寒草甸在气候暖干化趋势明显、草地超载过牧等自然和人为因素的共同扰动下[14-15],冻土环境发生着显著变化,导致草地退化，草地生产和服务功能降低，高寒草甸生态屏障作用削弱[16]。据统计,青海省高寒草甸退化面积为1 994.6万hm2,占全省高寒草甸总面积的78.4%[17],草地退化形势严峻,针对退化高寒草甸的研究和治理刻不容缓。高寒草甸的退化表现为草甸植被群落逆向演替,土壤理化性质及过程等发生改变,这些变化耦合在一起,势必影响高寒草甸陆地生态系统的热量收支及平衡,不仅使退化高寒草甸冻融格局发生改变,也使高寒草甸冻融过程变得更为复杂。目前,针对三江源区退化高寒草甸冻融作用特征的研究鲜见报道,回答不同退化程度高寒草甸土壤冻融过程、冻融的时空变化特征、土壤温度与气温的相关性等科学问题具有显著意义,也可反映不同退化程度高寒草甸冻融格局的变化规律,为研究冻融在高寒地区生态系统对气候变化的响应和反馈方面的作用提供支持和例证,也为高寒草甸其他生态环境问题研究提供借鉴。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究样地位于青海省果洛藏族自治州达日县窝赛乡。达日县平均海拔为4 200 m,高寒草甸面积为126.2万hm2;达日县属高寒半湿润气候区,无明显四季之分,无绝对无霜期,牧草生长期约为120 d;多年平均气温为-0.5 ℃,最冷月均温为-12.9 ℃,极端低温为-34.1 ℃,最热月均温为9.1 ℃,极端高温为23.2 ℃,年均降水量为595.0 mm,年均蒸发量为1 205.9 mm。高寒草甸植物群落以莎草科高山嵩草(Kobresiapygmaea)、矮嵩草(Kobresiahumilis)等为优势种,伴生种以菊科(Compositae)、禾本科(Gramineae)、蔷薇科(Rosaceae)、豆科(Leguminosae)等植物为主;高寒草甸发育的土壤为高山草甸土。

1.2 样地设置

在具有典型高寒草甸特征的窝赛乡设置研究样地(33°32′ N,100°01′ E),利用空间分布代替时间演替并依据任继周[18]、周华坤等[19]关于草地退化程度划分的方法,结合样地土壤侵蚀、鼠虫危害现状等指标进行综合评价,划分为未退化(un-degradation,UD)、轻度退化(light degradation,LD)、中度退化(moderate degradation,MD)和重度退化(heavy degradation,HD)4个退化程度。研究样地草地类型为高山嵩草草地,土壤为高山草甸土。每个退化程度研究样地大小为30 m×50 m,均为阳坡,坡度为6°～9°(表1)。

表1样地基本特征

Table1Basiccharacteristicsoftheplots

不同退化程度样地海拔/m植被盖度/%地上生物量/(g·m-2)物种数优势种 未退化(UD)4 20191.6±0.8561.3±11.218.6±1.3高山嵩草、矮嵩草 轻度退化(LD)4 19885.8±2.9492.2±36.826.6±1.6矮嵩草、高山嵩草 中度退化(MD)4 19663.6±3.1312.6±24.423.9±1.6美丽风毛菊(Saussurea pulchra)、白苞筋骨草(Ajuga lupulina)重度退化(HD)4 20438.3±1.5169.5±23.513.5±1.1细叶亚菊(Ajania tenuifolia)、黄帚橐吾(Ligularia virgaurea)

1.3 测定项目与方法

2016年7月—2017年7月在不同退化程度研究样地设置土壤温度观测点。土壤温度按0～10、>10～20、>20～30和>30～40 cm 4个土层测定,由布设在土壤5、15、25和35 cm深度处的温度传感器(Onset-HOBO,温度范围为-40～100 ℃)完成。利用数据采集器每间隔2 h自动记录温度数据,数据记录时刻自每日0点开始,全天共测定12次。2016年7月,在不同退化程度研究样地随机设置1 m2观测样方,重复6次,对每个样方植物群落数量特征进行测定,包括植被盖度(多人目测平均法)、物种数和地上生物量(分物种齐地面刈割称量)等指标。

1.4 数据分析方法

共获得2016年7月1日—2017年6月30日高寒草甸不同退化程度草地、不同土层一个完整冻融周期365 d土壤温度数据。每日12次观测数据均值为土壤温度日值(以下简称土壤温度)、每月逐日土壤温度均值为土壤温度月值。以土壤温度开始持续(5 d)<0 ℃ 时表示土壤冻结(不考虑土壤盐分等对冻结的影响),以土壤温度开始持续(5 d)> 0 ℃ 时表示土壤消融[20],以此获得高寒草甸研究样地浅层土壤冻结日期、土壤消融日期和土壤持续冻结时间等数据。另外,以中国气象局气象数据中心提供的中国地面国际交换站气象资料日值数据集达日站(区站号为56046,地理位置为33°45′ N,99°39′ E,海拔为3 968 m)的逐日平均气温资料作为该研究气温数据。

2 结果与分析

2.1 高寒草甸退化草地浅层土壤冻结消融时间

高寒草甸的退化使得不同退化程度草地浅层土壤在一个完整冻融周期内开始冻结、开始消融的时间及冻结持续时间均发生相应变化。

研究样地浅层土壤冻结过程显示土壤冻结始于10月31日,持续到12月3日,历时34 d;草地退化程度不同,土壤冻结起始日期也不同,随退化程度的加剧同一土层土壤冻结起始日期提前,HD样地各土层冻结起始日期较UD样地提前7～23 d;同一退化程度不同土层土壤冻结起始日期也不同,随土层加深冻结起始日期延迟,且随退化程度的加剧,0～40 cm土层土壤冻结时间缩短。研究样地浅层土壤消融过程则表明土壤消融始于4月27日,持续到6月16日,历时51 d;草地退化程度不同,土壤消融起始日期不同,随退化程度的加剧同一土层土壤消融起始日期提前,HD样地各土层消融起始日期较UD样地提前18～38 d;同一退化程度不同土层土壤消融起始日期也不同,随土层加深消融起始日期推迟,随退化程度的加剧,0～40 cm土层土壤消融历时缩短(表2)。

在一个冻融周期内,不同退化程度草地浅层土壤开始冻结至开始消融历时为179～196 d,不同样地土壤冻结持续时间由长到短总体依次为UD、LD、MD和HD,不同土层土壤冻结持续时间由长到短依次为>30～40、>20～30、>10～20和0～10 cm;HD样地各土层自上而下冻结持续时间较UD样地分别缩短11、10、14和15 d(表2)。

表2不同退化程度及不同土层土壤冻融时间

Table2Soilfreeze-thawtimeofdifferentdegradationdegreesanddifferentsoillayers

不同退化程度样地土层/cm冻结起始日期消融起始日期冻结持续时间/d 未退化(UD)0～1011-0705-15190>10～2011-1705-26191>20～3011-2606-07194>30～4012-0306-16196 轻度退化(LD)0～1011-0505-11188>10～2011-1105-20191>20～3011-1605-27193>30～4011-2006-02195 中度退化(MD)0～1011-0305-05184>10～2011-0805-12186>20～3011-1205-17187>30～4011-1605-23189 重度退化(HD)0～1010-3104-27179>10～2011-0305-02181>20～3011-0705-05180>30～4011-1005-09181

2.2 高寒草甸退化草地浅层土壤温度时空变化

土壤温度等值线图可以反映一定时间、空间尺度土壤冻融作用的发生时间、发生部位和发生范围。不同退化程度样地0～40 cm土层土壤温度时空变化见图1。

各样地土壤温度于8月25日—9月17日达到最高值,温度范围为7.5～12.0 ℃,UD、LD、MD和HD样地各土层温度最高值极差分别为0.7、1.1、1.9和2.5 ℃,反映出退化程度越严重,土壤温度变化范围越大;各样地土壤温度于次年1月18日—2月13日达到最低值,温度范围为-10.7～-5.9 ℃,UD、LD、MD和HD样地各土层温度最低值极差则分别为1.5、1.5、1.6和2.8 ℃,同样反映出退化程度越严重,土壤温度变化范围越大。其次,各样地土壤温度从最高值降至0 ℃、从最低值升至0 ℃历时呈UD>LD>MD>HD的变化趋势,反映出随着退化程度的加剧,土壤温度的变化速率呈增加趋势(图1)。

不同退化程度样地浅层土壤温度空间分布不同。从土壤进入冻结状态空间变化来看,UD、LD、MD和HD样地0～10 cm土层分别于11月7日、11月5日、11月3日和10月31日温度降至0 ℃开始冻结,随后冻结锋面下移,分别于12月3日、11月20日、11月16日和11月10日到达>30～40 cm土层;冻结锋面自0～10 cm土层下移至>30～40 cm土层,UD、LD、MD和HD样地分别历时27、16、14和11 d。由此可见土壤温度降低进入冻结阶段时UD、LD样地0 ℃等温线历时长,变化相对平缓,MD、HD样地历时短,变化相对急剧(图1)。另外,从土壤次年进入消融状态的空间变化来看,UD、LD、MD和HD样地0～10 cm土层分别于5月15日、5月11日、5月5日和4月27日温度升至0 ℃开始消融,0 ℃ 等温线分别历时33、23、19和13 d后到达>30～40 cm土层,同样反映出土壤温度升高进入消融阶段的0 ℃等温线总体上变为UD、LD样地历时较长,变化相对平缓,MD、HD样地历时较短,变化相对急剧(图1)。土壤冻结、消融时0 ℃等温线的变化规律同样反映出草地退化越严重,土壤温度变化速率就越大。

综合不同退化程度样地一个完整冻融周期内土壤冻结、消融过程中温度等值线随时间在不同土层的变化趋势来看,与LD、UD样地相比,不同时间节点、不同土层HD、MD样地温度变化剧烈,变化幅度和速率增大,说明退化程度越严重,高寒草甸土壤越易降温和升温。

横轴标值为自2016年7月1日开始的累积时间。UD、LD、MD和HD分别为未退化、轻度退化、中度退化和重度退化草地。

从不同退化程度样地各土层土壤温度在一个冻融周期内的月值波动来看,总体呈近似正弦曲线变化趋势;随退化程度的加剧,土壤温度月值变化幅度增加;不同退化程度样地各土层土壤温度在9月和3月比较接近,反映出秋季、春季是不同土层土壤温度的过渡交替期,9月之后至次年3月之前,不同土层温度由高到低依次为>30～40、>20～30、>10～20和0～10 cm,3月之后至9月之前则相反(图2)。

2.3 高寒草甸退化草地浅层土壤温度与气温的相关性

土壤冻融作用是受区域气候、局部小地形、地表植被状况和土壤理化性质等因素共同影响的,但是浅层土壤温度的变化更易受到气温波动的影响,两者存在相关性。

从退化高寒草甸土壤温度与气温的相关关系来看,UD、LD、MD和HD样地各土层土温与气温的相关系数分别为0.646～0.876、0.751～0.901、0.821～0.930和0.854～0.951,呈HD>MD>LD>UD的变化趋势,同一退化程度不同土层土温与气温的相关系数由大到小依次为0～10、>10～20、>20～30和>30～40 cm。这反映出随着草地退化程度的加剧,土温对气温的响应程度增强,随着土层由浅到深,土温对气温的响应程度减弱(图3)。

3 讨论

全球气候变化引起的高纬度、高海拔地区冻土退化问题在具有气候变化放大器特征、生态环境脆弱、大面积分布退化草地的青藏高原更加突出。这不仅使高寒草地退化与冻土退化耦合产生的效应变得更加复杂,而且会作用于区域陆地-大气系统的热量平衡,对区域生态环境产生显著影响。

UD、LD、MD和HD分别为未退化、轻度退化、中度退化和重度退化草地。

UD、LD、MD和HD分别为未退化、轻度退化、中度退化和重度退化草地。

3.1 高寒草甸退化草地地表覆盖与土壤冻融作用

在青藏高原高寒草甸,土壤冻融作用是维系草地生态系统稳定的重要因素。由于冻融作用是高寒草地冻土环境下地气间能量迁移与变异的复杂动力学过程,除了与全球气候变化相关联外,还受到草地植被覆盖、土壤理化性质等的共同影响。笔者研究发现,未退化草地植被覆盖度为91.6%,重度退化草地植被覆盖度为38.3%,高寒草甸退化程度越高,植被覆盖度越低,植物种类就越少,土壤开始冻结和消融的时间也越早,冻结持续时间也越短,土壤温度变化幅度和变化速率也越大,这与王俊峰等[21]、程慧艳等[22]的研究结果一致。因此,笔者研究认为,草地退化引起地表植被覆盖度降低是导致土壤冻融作用变化的原因之一。

在未退化及轻度退化高寒草甸,植被覆盖度较高,群落中莎草科高山嵩草等植物为优势种,伴有禾本科等植物。由于无性繁殖旺盛,故地表下根系发达,草毡层较厚,能够改变土壤热量的收支、传递从而对浅层土壤具有温度调节作用。这表现为秋冬季能够延缓热量支出而保温,春夏季能够阻挡热量输入而降温,使得一个冻融周期内土壤温度的变化幅度小且平缓。其次,未退化草甸浅层土壤含水量高于退化草甸,土壤冻结时,土壤水释放潜热,使得秋冬季节退化程度较轻的草甸土壤冻结时间推迟。再次,笔者在观测期间发现,高寒草甸地表枯落物覆盖状况也是引起土壤冻融作用发生变化的因素。在植被覆盖度远高于退化草甸的未退化草甸,地上生物量较大,生长季结束后回归地表的枯落物也较多,加之较高地表覆盖度的下垫面在一定程度上减轻了风蚀作用,更多的枯落物留存于地表,对土壤温度变化产生一定影响。虽然笔者研究未涉及地表枯落物与土壤温度间的关系,但李光南等[23]的研究结果表明,枯落物覆盖延长了观测层土壤冻结期,在土壤冻结阶段具保温效应,在解冻阶段具隔热降温效应,且对浅层土壤的影响更明显。高寒草地降雪及积雪同样具有类似地表覆盖物的作用,不同年份的降雪和积雪也是引起土壤冻融作用变化的因素。边晴云等[13]研究发现,在多雪年草地地气间热交换明显较弱,1月多雪年土壤净输出的热量较少雪年更少,使得多雪年5～40 cm土层土壤进入消融状态的时间推迟12～24 d;付强等[24]研究表明,冻结期积雪对土壤水热的迁移有影响,随积雪厚度的增大,土壤温度的差异性减弱,融化期积雪则增加了水分入渗,能够抑制土壤温度的快速提升,这一结论与常娟等[20]认为的积雪能够抑制土温的变化速率是一致的。这些研究结果实质上表明积雪覆盖具有与植被覆盖相似的维持正常冻融状态的作用。

3.2 高寒草甸退化草地冻融作用与草地环境

高寒草甸退化后,特别是重度退化草甸,土壤进入冻结和消融日期提前,冻结持续时间缩短,土壤冻结、消融速度加快,秋末冬初更易冻旱,春末夏初降水稀少、牧草返青季节土壤蒸散量增加时,更易失墒而不利于植物生长,加剧草地退化的程度和速度。因此,在高寒草地环境条件下,冻融作用对草地水分涵养和维持草地生态系统的正常功能是重要的,而高寒草甸退化导致的土壤冻融作用的改变,不利于高寒草甸生态系统的稳定。

笔者研究发现,在各退化程度高寒草甸0～40 cm 土层范围内,随着土层的加深,土壤开始冻结和消融的日期推迟,冻结持续时间延长,土壤温度受气温的影响逐渐减弱,土壤温度的变化幅度趋缓,这一结果与李卫朋等[25]的研究结果一致。当然,笔者研究仅探讨了0～40 cm浅层土壤的冻融作用特征,从更深土层来看,冻融作用的发生更加复杂,赵林等[26]对青藏高原五道梁多年冻土活动层的研究结果表明,在0～300 cm土层范围内,9月下旬到10月中旬,从地表和300 cm土层深处开始多年冻土区特有的双向冻结过程。在今后针对高寒草甸土壤冻融研究中,可以在更深土层开展工作。

3.3 高寒草地冻融作用与土壤化学性质

在退化高寒草地,土壤有机碳及其组分等已发生变化,不利于高寒草地碳汇。冻土环境改变后的冻融作用对土壤碳氮磷含量及循环产生影响[27],岳广阳等[10]对青藏高原多年冻土区的研究发现,土壤全氮、碱解氮含量随冻土退化而明显减少;XIN等[28]对青藏高原高寒草地土壤胞外酶的研究发现,土壤胞外酶对温度增高和气候变暖不适应。在土壤冻融环境改变后,尤其是频繁的冻融交替能够促使部分土壤微生物解体而释放碳氮,成为存活下来的其他微生物的碳氮源,导致CO2、N2O释放强度加大[29];SONG等[30]对青藏高原湿地CH4的研究认为,非生长季CH4排放量占全年的43.2%,并且与土温存在密切关系,吴方涛等[31]对高寒藏嵩草湿地生态系统的研究也得出土壤温度等是影响CO2通量日交换大小的主控因子的结论。另有研究发现,当土壤有机碳库充足时,CO2排放量更多地与消融期土温相关[32],消融期土温越高,土壤微生物和植物根系活性越大,产生的 CO2越多;当消融期CO2排放量弥补了冻结期因微生物和植物根系死亡造成的CO2减少时,在年际尺度上则表现出冻融过程对 CO2排放的促进作用。由此可见,冻土区冻融特征的改变,增加了CO2、N2O等温室气体的排放。在三江源高寒草甸区,由于同样存在草地退化导致冻融过程变化这一问题,因此,针对高寒草地生态系统温室气体排放的变化,值得关注和深入研究。

4 结论

以三江源区退化高寒草甸0～40 cm浅层土壤为对象,探讨不同退化程度高寒草甸土壤冻融作用发生的基本规律。在一个完整冻融周期内,不同退化程度样地土壤冻结至消融历时为179～196 d,冻结持续时间随退化程度的加剧而缩短,不同退化程度草甸各土层土壤温度总体呈近似正弦曲线的变化趋势。

随着高寒草甸退化程度的加剧,土壤冻结、消融起始日期提前,与未退化草地相比,重度退化草地各土层冻结、消融起始日期分别提前7～23和18～38 d;在0～40 cm土层范围内,随土层的加深,土壤进入冻结和消融的起始日期延迟,冻结持续时间延长,完成冻结和消融用时缩短,土壤更快地进入冻结和消融状态;不同退化程度样地土壤冻结锋面自地表向较深土层下移速度不同,退化程度越严重,土壤温度梯度及变化速率越大,土壤更易升温和降温。土壤温度与气温的相关程度随着退化程度的加剧而增强,随着土层的加深而减弱,从未退化到重度退化,各土层土壤温度与气温的相关系数分别为0.646～0.876、0.751～0.901、0.821～0.930和0.854～0.951;在各退化程度研究样地,9月和3月各土层土壤温度较为接近,是不同土层土温的过渡交替期。

笔者研究结果有助于进一步认识全球气候变暖背景下三江源区高寒草甸冻融作用与草地退化间的响应与反馈规律,为解决依然严峻的高寒草地生态环境问题提供参考。今后在空间异质性较大的青藏高原退化高寒草地进行土壤冻融特征及机理的研究,可以通过多样点、长时间尺度、较深土层来开展,以避免复杂的草地下垫面不同年份温度、降水变异幅度较大等因素的干扰,将土壤水分、土壤理化指标与土壤温度相结合,利用水热数据协同分析,从水热动态、热传导等方面,结合原位观测及水热模型深入揭示冻融规律及发生机制,为高寒冻土地区生态环境保护及资源利用提供依据。