模拟增温对青海省玉树州称多县高寒草甸土壤 水分的影响研究

姚世庭，芦光新*，李欣，党宁，王英成，周杰东主，付刚， 王军邦，周华坤

1. 青海大学农牧学院，青海 西宁 810016；2. 中国科学院地理科学与资源研究所，北京 100101； 3. 中国科学院西北高原生物研究所，青海 西宁 810001

青藏高原被称作“亚洲水塔”，是中国及东南亚地区众多河流的发源地，在国家生态安全屏障保护与建设中具有重要的地位（孙鸿烈等，2012）。受地理位置及社会历史发展等条件的限制，青藏高原的水资源保持着较完整的原生状态（Tian et al.，2016）。但随着社会的进步与经济的发展，青藏高原生态环境系统不稳定性增加，资源环境压力加重。

土壤水分是植物格局形成和演变的重要因素，也是衡量土壤干旱程度对气候变化比较敏感的环境因子之一（杨涛等，2010）。在高寒地区，土壤水分与温度密切相关，温度是水分变化的主要驱动力，增温不仅会改变土壤的水力参数，而且土壤水分也会借助温度梯度而产生运移（张富仓等，1997）。研究表明不同温度下土壤含水量随温度升高而降低（张一平等，1990），且温度对同一土壤水分入渗速率也有影响（辛继红等，2009）。高寒地区土壤水分的主要来源是降水，降水的季节变化将直接影响土壤水分的时间分布格局，温度和降水会共同影响植物的生长发育程度（赵之重等，2014），土壤质地影响土壤的持水、保水性，进而对水分在土壤中的运移产生影响（李元寿等，2018），土壤冻融转换期影响土壤的水文过程（焦永亮等，2014）。

近年来，青藏高原气候变暖趋势明显，其增温幅度明显高于全球和全国平均水平，达到每10 年0.32 ℃（Liu et al.，2000）。研究模拟增温对土壤水分的影响，可为气候变化背景下高寒草地土壤水分变化规律提供基础，具有非常重要的研究意义。以往研究较多关注高寒草甸短期模拟增温对植物生物量（奚晶阳等，2019）、群落特征（李军祥等，2019）、土壤养分（杨有芳等，2018）、土壤菌落组成（黄静等，2019）、植株叶片生理特性变化（Kovenock et al.，2018）等的研究，目前有关短期模拟增温对高寒草甸土壤水分短期及较长时间的影响研究较少。开顶式同化箱（OTC）野外模拟增温试验被认为是研究生态环境对气候变化响应的较为理想方法之一。本研究在三江源区青海大学—清华大学三江源草地生态系统监测定位站前期研究的基础上，利用试验站的土壤三参数仪连续记录的数据，对模拟增温OTCs 小室中土壤温度和水分变化规律以及土壤冻融转换期土壤温度和水分的相关性进行分析，旨在探讨和认识全球气候变化背景下高寒草甸土壤水分变化规律，对保护高寒生态系统以及保育青藏高原生物多样性具有重要的意义。

1 材料与方法

1.1 研究区域概况

研究区位于青海省玉树州称多县珍秦镇的青海大学—清华大学三江源草地生态系统监测定位站，地理位置为33°24′30″N，97°18′00″E，海拔4 270 m。区内属高寒大陆性气候，气候寒冷，四季不分明，仅以0 ℃上下分为冷暖两季，无绝对无霜期。多年平均气温-4.8 ℃，多年平均降水量503.6 mm，多集中在6—9 月。土壤类型为高山草甸土，植被类型为高寒草甸。

1.2 模拟增温实验

本论文基于国际冻原计划（ITEX）的模拟增温（OTC）方法，建立了模拟增温的野外试验平台（图1），试验样地地势平坦，植物分布相对均匀，并用围栏将实验样地进行封闭。试验分为增温（T，Temperature enhancement）和对照（CK）两个处理，试验样地面积为100 m×40 m，样地内随机布置3个小区，小区面积2×2 m2，增温处理的小区内设置开顶式温棚，使用材料为聚碳酸酯板纤维，六边形型框架用细钢筋制作，温棚底部直径为1.45 m，顶部直径为1.00 m，高度0.4 m，共设5 次重复，温室外未做任何处理的样地为对照。

1.3 数据来源

在试验样地安装了HOBO U30 小型自动气象站和基于CR1000 的土壤三参数分层测量系统，可以连续观测空气温湿度、风速风向、雨量、土壤水分、光合有效辐射、总辐射传感器、土壤水分、土壤温度、土壤电导率等气象和土壤指标，并且在各处理小区内，分别在地上30、15 cm、地表、地下7.5、15、22.5 cm 处安置温湿度自动记录仪探头（onset 公司生产的温湿度测定仪），可以实现多个土壤温度、土壤湿度、土壤含水量等参数的采集、同步存储、显示及历史数据查询（表1）。文中测得的土壤水分是土壤相对湿度。本文主要分析2015年9 月8 日—2018 年7 月31 日的土壤温度和土壤水分的变化情况。

图1 模拟增温试验平台 Fig. 1 Simulated warming test platform

表1 数据来源及数据量 Table 1 Data source and amount of data

1.4 分析方法

将采集到的土壤三参数数据进行整理，分析模拟增温和对照条件下不同土层（0—15 cm 和15—30 cm）土壤水分和土壤温度的日变化、月变化规律，同时以连续5 日土壤温度大于0 ℃（包括0 ℃）的天数为解冻期，以连续5 日土壤温度小于0 ℃（包括0 ℃）的天数为冻结期，以此为依据，将模拟增温小室内、外的不同土层的土壤水分和土壤温度按解冻期、冻融期进行分析。

1.5 数据处理

采用Excel 2010 软件进行数据整理和制图，采用IBM SPSS Statistics 20.0 中线性回归分析方法对模拟增温小室内、外的不同土层的土壤水分和土壤温度的数值按解冻期、冻融期进行相关分析，比较不同处理下土壤温度、水分的差异。

2 结果与分析

2.1 模拟增温条件下土壤温度的变化规律

2.1.1 土壤温度日变化规律

由图2a 和图2b 可以看出，在0—15 cm 和15—30 cm 的土层中，无论增温与否，土壤温度总体变化趋势一致，均表现为“先增高后降低”的变化规律。在年度内，0—15 cm 土壤层中，8 月16 号温度最高（16.77 ℃）。1 月11 号的温度最低（-1.92 ℃），15—30 cm 深度土壤，8 月27 号温度最高（14.34 ℃）。1 月 25 号的温度最低（-0.773 ℃）。

图2 OTC 模拟增温土壤温度日变化 Fig. 2 OTC simulated warming soil temperature changes

模拟增温条件下，0—15 cm 和15—30 cm 的土层的土壤温度均高于对照。与对照相比，模拟增温条件下土壤温度平均日变化增加2.51 ℃（0—15 cm）和1.35 ℃（15—30 cm）。由此可见，在0—30 cm的土层范围内，模拟增温有利于增加土壤温度。

由表2 可以看出，相比于0—15 cm 土层土壤，15—30 cm 土层土壤的解冻期早，冻结期晚，但模拟增温条件下，0—15 cm 土层土壤解冻时间早于15—30 cm 土层土壤。

在0—15 cm 土层中，对照条件下，每年4 月11 日左右土壤开始解冻，11 月27 日土壤开始冻结，而在模拟增温条件下，3 月7 日左右土壤开始解冻，12 月5 日土壤开始冻结，解冻期提前了35 d，冻结期延后8 d。在15—30 cm 土层中，对照条件下，每年4 月4 日左右土壤开始解冻，12 月20 日土壤开始冻结，而在模拟增温条件下，3 月19 日左右土壤开始解冻，1 月1 日土壤开始冻结，解冻期提前了16 d，冻结期延后12 d。可以推测，模拟增温会改变土壤冻融和解冻的时间，增温对表层土壤的增温效果更加明显。

2.1.2 土壤温度月变化规律

由图3 可以看出，模拟增温条件下不同土层深度（0—15 cm）和（15—30 cm）的土壤温度与对照的变化趋势一致，即：在0—15 cm 土壤层中，8月土壤温度最高，为15.38 ℃，1 月土壤温度最低，为-1.57 ℃，在15—30 cm 土壤层中，8 月土壤温度最高，为 13.80 ℃，1 月土壤温度最低，为-0.60 ℃。与对照相比，模拟增温条件下土壤月平均温度增加2.62 ℃（0—15 cm）和1.38 ℃（15—30 cm），4 月、5 月和6 月对照与增温处理下土壤温度差异较大。

2.2 模拟增温条件下土壤水分的变化规律

2.2.1 土壤水分日变化规律

由图4a 和图4b 可以看出，在0—15 cm 和15—30 cm 的土层中，无论增温与否，土壤水分总体变化趋势一致，均表现为生长季变化的波动较大，非生长季变化的波动较小。在0—15 cm 土层中，模拟增温条件下，5 月11 日水分最高，为0.41%。1 月24 号的水分最低，为0.22%；在对照条件下，9 月5 日水分最高，为0.42%。2 月29 号的水分最低，为0.07%。15—30 cm 土层土壤，模拟增温条件下，5 月11 日水分最高，为0.43%。1 月30号的水分最低，为0.21%；在对照条件下，5 月11日水分最高，为0.42%。2 月29 号的水分最低，为0.14%。

由表3 可以看出，在0—15 cm 土层中，模拟增温条件下，解冻时期土壤水分为0.34%，冻结时期土壤水分为0.23%，对照条件下，解冻时期土壤水分为0.33%，冻结时期土壤水分为0.11%。在15—30 cm 土层中，模拟增温条件下，解冻时期土壤水分为0.37%，冻结时期土壤水分为0.23%，对照条件下，解冻时期土壤水分为0.29%，冻结时期土壤水分为0.15%。

表2 不同土层冻融和解冻时间 Table 2 Freezing and thawing period and thawing time of different soil layers

表3 不同土层冻融期、解冻期土壤水分的变化 Table 3 Freezing and thawing period and thawing time of different soil layers

图3 OTC 模拟增温土壤温度月变化 Fig. 3 Monthly variation of soil temperature in OTC simulated warming

图4 OTC 模拟增温土壤水分日变化 Fig. 4 OTC simulated warming soil moisture diurnal variation

与对照相比，模拟增温条件下不同土层0—15 cm 和15—30 cm 的土壤水分增加0.07%和0.09%。由此可见，在0—30 cm 的土层范围内，模拟增温有利于增加土壤水分。

2.2.2 土壤水分月变化规律

由图5a 和图5b 可以看出不同土层深度0—15 cm 和15—30 cm 土壤水分的月变化情况。在0—15 cm 土层中，模拟增温条件下，土壤水分分别在5月和9 月出现两个高峰。在15—30 cm 土层中，模拟增温条件下，土壤水分在4 月出现高峰。与对照相比，模拟增温条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土层增加的更明显。

图5 OTC 模拟增温土壤水分月变化 Fig. 5 Monthly variation of soil moisture in OTC simulated warming

2.3 模拟增温对土壤水分的影响

为进一步研究模拟增温条件下不同土层土壤水分和土壤温度的关系，将模拟增温小室内、外的不同土层的土壤水分和土壤温度的数值按解冻期、冻融期进行相关分析。

在模拟增温条件下（图6），在0—15 cm 土层中，冻融期土壤含水量先随着土壤温度的增加而上升，当达到最高值后，呈现下降的趋势（r2=0.139 2，P＜0.01）。冻结期土壤含水量随着温度的增加呈现一直上升的趋势（r2=0.809 5，P＜0.01）。由此可以看出，不论冻结期还是解冻期，土壤温度和土壤水分存在正相关。在15—30 cm 土层中，冻融期土壤含水量先随着土壤温度的增加而上升，当达到最高值后，呈现下降的趋势（r2=0.003 5，P＞0.05）。冻结期土壤含水量随着温度的增加呈现一直上升的趋势（r2=0.631 5，P＜0.01）。

在对照条件下（图7），在0—15 cm 土层中，冻融期土壤含水量先随着土壤温度的增加而上升，当达到最高值后，呈现下降的趋势（r2=0.012 3，P＞0.05）。冻结期土壤含水量随着温度的增加呈现一直上升的趋势，（r2=0.460 1，P＜0.01）。由此可以看出，不论冻结期土壤温度和土壤水分存在正相关。在15—30 cm 土层中，冻融期土壤含水量先随着土壤温度的增加而上升，当达到最高值后，呈现下降的趋势，（r2=0.013 9，P＞0.05）。冻结期土壤含水量随着温度的增加呈现一直上升的趋势，（r2=0.423 2，P＜0.01）。由此可以看出，在0—15 cm和15—30 cm 的土层中，冻结期土壤温度和土壤水分存在正相关。

3 讨论

3.1 模拟增温对土壤水分的影响

本研究发现模拟增温对高寒草甸不同土层土壤的温度和水分都有一定的影响。模拟增温条件下，0—15 cm 和15—30 cm 土层的土壤温度分别增加了2.50 ℃和1.36 ℃，对表层土壤（0—15 cm）的增温效果更加明显，0—15 cm 土层土壤水分与对照相比增加了0.07%，15—30 cm 土层土壤水分与对照相比增加了0.09%，这说明OTC 小室内土壤温度、土壤水分高于OTC 小室外，这与多数研究结果一致（权欣等，2016；Zavaleta et al.，2003；Jorgenson et al.，2001；Bremer et al.，1996）。增温使得土壤水分增加，研究发现增温下土壤含水量降低（李岩等，2019；王瑞，2016），与本文结果不一致。OTC 小室内植被生长状况比室外更密更高，密集的根系分布，导致浅层土壤存在弱排水性，使得水分在地表蓄满聚集这与刘光生等（2015）的研究结果一致。

图6 OTC 模拟增温小室内（T）土壤水分和土壤温度的相关性 Fig. 6 Correlation between soil moisture and soil temperature in OTC simulated warming chamber (T)

图7 OTC 模拟增温小室外土壤水分和土壤温度的相关性 Fig. 7 Correlation between soil moisture and soil temperature in OTC simulated warming outdoor

蒸发和降水使浅层土壤温度或升或降（李韵等，2015）。在亚高山草甸短期增温实验中发现，在温度最高的时间段，由于土壤蒸发的作用，土壤含水量在该时期达到最低值，温度较低时，模拟增温条件下土壤含水量的变化更明显（欧阳青等，2019）。姜炎彬等（2017）在藏北高寒草甸短期增温实验发现，增温后土壤含水量降低的主要原因是由于温度升高导致了土壤水分蒸发增加，王军等（2018）在紫花针茅草原也得到同样的结论。这可能是因为在植物生长季土壤水分散发作用强烈，导致了土壤水分减少，此外，在高寒草甸，降水是土壤水分的主要来源，当降水入渗存储在土壤表层中的水量超过蒸发损失量时，土壤水分增加。土壤冻融转换期影响土壤的水文过程，在冻融期，不同土层的土壤含水量都经历一个土壤冻结末期水分迅速减小期和土壤冻结初期的水分缓慢减小，在解冻期，表层土壤含水量都经历一个水分上下波动期和水分急剧增加期，深层土壤含水量升高的速率比深层土壤略高（常娟等，2012）。徐满厚等（2016）通过模拟增温实验推测出在植被生长季（5—7 月），冻土融化深度会随着温度的回升而增大，表层土壤水分会迅速增加，这与本实验结果一致。称多县地处三江源区腹地，6 月开始进入生长季，9 月植物开始枯黄，每年降雨集中在7—8 月，降雨增加了土壤水分，尤其是表层土壤含水量增加明显，影响表层及深层土壤水分的变化，增温使植物更加适宜生长，发达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，从而表现出不同土层水分变化的差异。

三江源区具有重要的水源涵养功能作用，对于维护我国及周边国家生态安全、调节并维持全球气候稳定等方面具有极其重要的战略意义（王琰，2015；张惠远等，2012）。本研究虽然仅在称多县高寒草甸研究了土壤水分对模拟增温的响应机制，但对进一步探讨土壤水分与气候因子之间的耦合机制奠定了理论基础，这将对于全球气候变化背景下高寒草甸土壤水分变化规律有更加清晰的认识，对探讨未来气候情景下土壤水分对气候变化的响应作用有重要意义。空气温湿度、风速风向、雨量、土壤类型、土壤质地、光合有效辐射等不同因素在不同土层深度对土壤水分的影响程度存在差异，而各因子对于土壤水分的具体影响机制还需进一步研究。由于本研究数据具有一定的局限性，因此，在今后的研究中，将不断进一步充实和完善该方面的数据，结合现代技术手段进行更加深入的研究关于水分对气温的影响及其作用机理。该研究对于深入理解全球气候变化环境下青藏高原土壤水分变化对周边地区乃至全球气候系统的影响具有重要理论与现实意义。

4 结论

（1）采用OTC 对试验样地不同土层0—15 cm和 15—30 cm 土壤温度模拟增温，效应显著（P＜0.01）。OTC 模拟增温小室内、外不同土层（0—15 cm 和15—30 cm）土壤温度的年内变化总体趋势一致，表现为先上升，后下降的趋势。0—15 cm土层土壤增温效应差异大于15—30 cm 土层土壤。

（2）在模拟增温条件下，不同土层0—15 cm和15—30 cm 土壤中，呈现出生长季变化的波动较大，非生长季变化的波动较小的变化规律。

（3）在模拟增温条件下，在0—15 cm 土层中，不论冻结期还是解冻期，土壤温度和土壤水分存在正相关，（P＜0.01）。在15—30 cm 土层中，冻结期土壤含水量随着温度的增加呈现一直上升的趋势（P＜0.01）。解冻期土壤含水量先随着土壤温度的增加而上升，当达到最高值后，呈现下降的趋势，r2=0.013 9，P＞0.05。