疏勒河源多年冻土区土壤水溶性有机碳变化特征

魏培洁，刘 放，吴明辉，贾映兰，高雅月，陈生云1,,4

（1. 中国科学院西北生态环境资源研究院 冰冻圈科学国家重点实验室 疏勒河源冰冻圈与生态环境综合监测研究站, 甘肃 兰州730000；2. 中国科学院大学, 北京 100049；3. 祁连山国家公园国家长期科研基地, 青海 西宁 810000；4. 青海师范大学高原科学与可持续发展研究院 / 地理科学学院, 青海 西宁 810008）

土壤碳库是陆地生态系统碳库的重要组成部分，也是地球表层最大的有机碳库，在全球碳循环中起至关重要的作用，其微小变化可能对全球碳循环与全球气候变化产生显著影响[1-2]。土壤活性有机碳通常是指稳定性差，容易氧化、分解和矿化，易被植物和微生物等利用的那部分碳素[3-5]，它比土壤全碳更能提前反映环境变化与人为管理措施所引起的土壤微小变化，对土壤肥力保持与碳库平衡起到重要作用[4-6]。水溶性有机碳 (water-soluble organic carbon, WSOC) 则是土壤碳库最活跃的成分，可作为表征土壤活性有机碳的指标之一[4]，常用于衡量土壤碳库的质量与稳定性[7]。WSOC 通常是指土壤或沉积物颗粒上所吸附或存在于孔隙间全部可溶于水的有机碳[8]，其具备较强的溶解性、活性和较快的迁移速率且参与多种土壤生物化学过程，对土壤养分的有效性有重要影响[7,9-10]；土壤中WSOC 含量一般不超过200 mg·kg-1[11]，且占土壤有机碳 (soil organic carbon, SOC) 的比例很小，其变化对土壤微生物生命活动过程中有机碳的矿化和温室气体排放 (与碳相关) 有重要的指示作用，对生态系统生物地球化学过程有重要的调节作用[12-15]。此外，WSOC 与SOC的比值 (WSOC/SOC) 也经常用以反映植被对土壤碳行为的影响结果[16-17]，其大小反映了土壤有机碳的稳定与损失以及有机质的质量[7,18]。

近年来，国内外学者对WSOC、WSOC/SOC 的变化特征进行了相关研究，但因土壤活性碳库组成的复杂性、土壤结构的差异性及影响因素的多样性，研究结果不尽相同。Lu 等[13]研究表明，WSOC含量在藏北高寒草甸、高寒草甸草原与高寒草原生长季 (5 月份) 较高，土壤温度和水分是控制WSOC变化的重要因素；潘业田等[10]研究发现，土壤上层WSOC 含量高于下层，WSOC 含量一年中均在夏季最低，其含量与微生物量碳、易氧化碳、颗粒碳、土壤温度均极显著相关；李岩等[18]研究表明，杉木林与次生林WSOC/SOC 介于2.00%～2.54%且杉木林高于次生林，这与森林土壤水溶性有机质以及腐殖质的成分有关；研究发现，不同林型各月份WSOC/SOC范围为0.08%～0.67%，且在7 月份达到峰值，其变化与植物生长、微生物活动旺盛以及土壤各种生化反应的发生有关[17]。多年冻土区碳库是全球碳库的重要组成部分，其中北半球多年冻土区土壤有机碳储量为1 330～1 580 Pg，约为当前大气圈碳库储量的2 倍、陆地植被碳库的近3 倍[19]。

青藏高原平均海拔高度4 000 m 以上，是地球上面积最大、海拔最高、形成最晚的高原，面积约为2.53×106km2，约占全国陆地面积的26.8%；同时，其是全球中低纬度面积最大、海拔最高的多年冻土分布区，被誉为世界“第三极”。高海拔与低温的地理气候特征使青藏高原成为全球变化研究的“敏感区”以及我国主要的冰冻圈分布区，此处分布着大量冰川与广阔的冻土[20-22]。多年冻土是青藏高原下垫面重要组成部分，多年冻土的实际分布面积约为1.06 ×106km2，其对水文循环、地气交换以及地表过程起到关键作用，多年冻土区的地下冰是青藏高原重要的固态水资源，对青藏高原水量平衡与水资源结构起到重要的调节作用[23]。此外，青藏高原多年冻土区的碳储量巨大(73～247 Pg)[24]。然而，青藏高原多年冻土区土壤WSOC、WSOC/SOC 的剖面与季节变化规律如何以及影响其变化的主控因素尚不清楚。

本研究以青藏高原东北缘疏勒河源多年冻土区为试验区域，通过对该区域土壤WSOC、WSOC/SOC剖面与季节变化以及控制因子的分析，以期为全球气候变暖背景下青藏高原多年冻土区活动层的碳存储与释放等相关研究提供基础数据与科学依据。

1 材料与方法

1.1 样地概况

疏勒河源区 (96.2° - 99.0° E，38.2° - 40.0° N) 位于青藏高原东北缘祁连山西段的托来南山与疏勒南山之间[25]，海拔2 100～5 750 m，面积约11 348.35 km2[26]。源区气候类型为大陆性干旱荒漠气候，干冷多风[26]。试验样地为疏勒河源多年冻土区高寒草甸生态系统综合观测场 (98°16′14″ E，38°21′17″ N，海拔4 014 m)(图1)[27]。据2013 年监测资料显示，气温总体呈单峰曲线，年均气温为-3.49 ℃，空气相对湿度为48.1%，年总降水量为417 mm 且集中在5 月 - 9 月，年均太阳总辐射为1.77 × 107J·m-2，年均风速为3.9 m·s-1，主要为西南风 (图2) 。植被类型为高寒草甸，覆盖度约42%，代表性植物有矮生嵩草 (Kobresia humilis) 、高山嵩草 (K. pygmaea) 、柔软紫菀 (Aster flaccidus) 、波伐早熟禾(Poa poophagorum)和沙生风毛菊 (Saussurea arenaria)等[27]。多年冻土类型为阿尔金山-祁连山高寒带山地多年冻土[26]，土壤类型为简育干润均腐土。

图 1 研究区及采样点位置图Figure 1 Locations of the study area and sampling point

图 2 2013 年气温和降水量日变化Figure 2 Daily variations of temperature and precipitation in 2013

1.2 土壤样品采集与分析

在样地内随机选取3 个样方 (50 cm × 50 cm) ，植被生长盛期群落盖度分别为65%、43% 和18%。采 样 时 间 为2013 年4 月28 日 与5 月4 日、8 月2 日、9 月30 日与10 月5 日 和12 月31 日，分别表征植物春季返青期、夏季生长期、秋季枯黄期以及冬季凋亡期。用内半径为4.8 cm 的土钻由地表到深层分为5 层分别取样 (0 - 10 cm、10 - 20 cm、20 -30 cm、30 - 40 cm 和40 - 50 cm) 。每层取2 份土样，一份装入布袋用于SOC 含量测定；另一份自封袋封装后放入便携式保温箱，低温运回实验室，贮藏于4 ℃冷藏室内，用于WSOC、pH 和氧化还原电位 (Eh) 等指标的测定。SOC 与WSOC 含量分别采用重铬酸钾氧化-外加热法 (GB7857-87)[28]和水浸提法 (先用水浸提WSOC，再用重铬酸钾氧化法测定其含量)[29]。其中，WSOC 的测定方法如下：吸取10 mL 土壤提取液于硬质试管中，加入10 mL 重铬酸钾-硫酸溶液 (重铬酸钾和硫酸溶液的溶度分别为0.018 和12 mol·L-1) ，混匀后在175 ℃油 浴煮沸10 min，冷却后无损的转移至三角瓶中，用去离子水洗涤试管3～5 次使溶液体积达至80 mL，加入3 滴邻啡啰啉指示剂，用0.05 mol·L-1硫酸亚铁标准液滴定，溶液颜色由橙黄色变为蓝绿色，再变为红色即为滴定终点，根据所消耗的硫酸亚铁溶液计算当时准确浓度。土壤pH 用酸度计 (PHS-3B) 进行测定(M土∶ M水= 1 ∶ 2.5)[30]；Eh 用电位法测定。

1.3 环境因子监测

样地内布设有监测气象要素及土壤温度、含水量、盐分含量的传感器。通过HMP155A 型温湿度传感器 (Vaisala，芬兰) 测定空气温度与相对湿度，通过CS300 型传感器 (Campbell，美国) 测定太阳总辐射，使用人工雨量筒测定降水量。0 - 10 cm、10 -20 cm、20 - 30 cm、30 - 40 cm 和40 - 50 cm 土层土壤温度、含水量和盐分含量均通过Hydra-Probe II型土壤传感器 (Stevens，美国) 测定。上述传感器均连接至CR1000 型数据采集器 (Campbell，美国) ，每10 min 记录一次数据[31]。

1.4 数据分析

数据处理、分析及制图采用Excel 2019、SPSS 21.0、Surfer 12 和OriginPro 9.1 软件完成。采用单因素方差分析 (One-Way ANOVA) 及最小显著性差异法 (LSD) 检验WSOC 的季节与剖面变化的差异；用双因素方差分析 (Two-Way ANOVA) 检验季节与剖面变化及其交互作用对WSOC 的影响；用Pearson相关系数和逐步回归法分析WSOC、WSOC/SOC 与土壤环境因子间的相关性及其影响因素。

基于2013 年1 月1 日 - 12 月31 日试验样地实际监测资料进行冻融时期划分，根据Chen 等[32]对冻融时期的划分依据，将试验样地土壤温度的年变化过程归为4 个冻融时期。冻融时期从表层开始进行划分，其中，融化过程期 (土壤温度日最大值开始持续3 d ＞ 0.0 ℃、最小值持续3 d ≤ 0.0 ℃的第1 天开始计算) 、完全融化期 (土壤温度日最小值开始持续3 d ＞ 0.0 ℃的第1 天开始计算) 、冻结过程期 (土壤温度日最大值开始持续3 d ＞ 0.0 ℃、最小值持续3 d ≤ 0.0 ℃的第1 天开始计算) 和完全冻结期 (土壤温度日最大值开始持续3 d ≤ 0.0 ℃。

2 结果与分析

2.1 冻融期划分

3 月2 日 - 5 月6 日为融化过程期，5 月7 日 -9 月29 日为完全融化期，9 月30 日 - 10 月18 日为冻结过程期，1 月1 日 - 3 月1 日和10 月19 日 -12 月31 日为完全冻结期。采样时间分别对应不同的冻融时期：4 月28 日与5 月4 日为融化过程期，8 月2 日为完全融化期，9 月30 日与10 月5 日为冻结过程期，12 月31 日为完全冻结期。

2.2 土壤温度、含水量与盐分含量的变化特征

如图3 所示，在全年中，土壤温度呈“W”型变化，且在6 月 - 8 月达到峰值；表层土壤温度季节变幅较大，随土层深度增加，土壤温度变化趋于平缓。各土层均会经历春季升温、夏季融化、秋季降温、冬季冻结的4 个阶段，土壤热量分布与传输因季节不同而呈现不同特点。

图 3 2013 年不同土层土壤温度、含水量、盐分含量的季节变化Figure 3 Seasonal changes of soil temperature, moisture content , and salt content in different soil depths in 2013

本研究所测土壤含水量与盐分含量分别为未冻结水含量以及存在于液态水中的那部分盐分。如图3 所示，在不同季节，各土层土壤含水量以及水分迁移程度略有不同，其中，在秋季冻结阶段，各土层含水量均有不同程度冻结且中层土壤含水量高于表层与深层，并于30 - 45 cm 处形成极高能水区，其因多年冻土区的土壤为双向冻结，导致大量水分从未冻结区不断迁移至冻结锋面，使得迁移水分蓄积形成中层高能水区。在冬季降温阶段，大量液态水冻结成冰，液态水含量降低且大多以薄膜水的形态存在[33]，而土壤温度随土层加深而升高，负温区的未冻结水含量随温度升高而上升[34]，最终使土壤含水量随土层加深而增加。在夏季融化阶段，地表降水与融化的液态水会在重力作用下发生下渗，但下渗深度有限，故10 - 30 cm 形成高能水区。春季升温阶段，各土层液态含水量增加且表层高于深层，这与多年冻土区土壤单向消融有关。

在全年中，土壤盐分含量与土壤含水量变化趋势极为相似，表明土壤含水量对盐分含量有直接影响[34]。在土壤处于非冻结状态下，各土层盐分随液态水的流动而发生迁移；当土壤水分发生汽化或蒸发，盐分则将累积于土壤剖面中；在土壤处于冻结状态下，液态水与盐分会随着毛管水向上迁移，大量盐分会随液态水冻结而储存在冻层中。

2.3 水溶性有机碳变化特征

各土层水溶性有机碳(WSOC)含量均具有明显的季节变化特征，均呈冬春高夏秋低的“V”型分布(图4) 。0 - 50 cm土层冬季WSOC含量为31.14 mg·kg-1，分别为春季、夏季与秋季0 - 50 cm 土层WSOC 含量的1.79、3.10 和2.26 倍，且冬季WSOC 含量显著高于春季、夏季及秋季 (P ＜ 0.05) 。此外，0 - 10 cm、20 -30 cm、30 - 40 cm 土层WSOC 季节变化特征同0 -50 cm 土层；10 - 20 cm 土层冬季WSOC 含量最高且显著高于夏秋季节 (P ＜ 0.05) ，夏季WSOC 最低且显著低于春季 (P ＜ 0.05) ；40 - 50 cm 土层WSOC季节变化均不显著 (P ＞ 0.05) 。

同一季节，不同土层WSOC 随土层深度增加均具有剖面变化特征，即春季递减、夏季递增、秋季呈“V”型，冬季呈倒“N”型分布 (图4) 。春季与秋季各土层间WSOC 含量变化均无显著差异 (P ＞ 0.05) 。夏季0 - 10 cm 土层 WSOC 含量显著低于30 - 40 cm与40 - 50 cm 土层 (P ＜ 0.05) ；冬季0 - 10 cm 土层WSOC 含量显著高于40 - 50 cm 土层 (P ＜ 0.05) 。全年WSOC 平均含量随土层深度增加总体呈降低趋势，其中20 - 40 cm 土层WSOC 含量趋于稳定 (图5) 。表层土壤WSOC 年均含量为21.27 mg·kg-1，分别为20 -40 cm 与40 - 50 cm 土层年均含量的1.21 和1.29 倍。

图 4 不同土层土壤水溶性有机碳的季节变化Figure 4 Seasonal variation of water-soluble organic carbon in different soil depths

图 5 不同土层土壤水溶性有机碳平均含量分布Figure 5 Distribution of mean content of water-solubleorganic carbon in different soil depths

2.4 土壤水溶性有机碳占有机碳比例变化特征

在0 - 50 cm 土层，WSOC 含量与SOC 含量的比值 (WSOC/SOC) 约为0.21%，各季节WSOC/SOC比值介于0.14%～0.29% 且呈夏冬高春秋低的“N”型分布，其中冬季 ＞ 夏季 ＞ 秋季 ＞ 春季 (分别为0.29%、0.25%、0.16%和0.14%) (图6) 。不同土层WSOC/SOC具有明显的季节变化规律，0 - 10 cm、10 - 20 cm 土层WSOC/SOC 均呈春冬高夏秋低的“V”型分布且夏季与秋季WSOC/SOC 均显著低于冬季 (P ＜ 0.05) ；20 - 30 cm、30 - 40 cm、40 - 50 cm土层WSOC/SOC均呈夏冬高春秋低的“N”型分布，其中40 - 50 cm土层夏季WSOC/SOC 显著高于春季 (P ＜ 0.05) ，但20 - 30 cm 与30 - 40 cm 土层季节变化均无显著差异 (P ＞ 0.05) 。同一季节随土层加深，WSOC/SOC 呈不同变化趋势，即春季呈“M”型、夏秋季递增、冬季呈“V”型；且除夏季0 - 10 cm 与10 - 20 cm 土层WSOC/SOC 均显著低于40 - 50 cm 土层外 (P ＜ 0.05) ，春季、秋季与冬季各土层间WSOC/SOC 均无显著差异 (P ＞ 0.05) 。

2.5 土壤水溶性有机碳及其占有机碳比值的影响因素

方差分析结果(表1)显示，季节变化对WSOC 有极显著影响 (P ＜ 0.01) ，对WSOC/SOC 有显著影响(P ＜ 0.05) ；剖面变化对WSOC 无显著影响 (P ＞ 0.05) ，对WSOC/SOC 有显著影响 (P ＜ 0.05) ；季节变化与剖面变化的交互作用对WSOC、WSOC/SOC 均无显著影响 (P ＞ 0.05) 。表明，季节变化对WSOC 的影响较剖面变化更大。

图 6 土壤水溶性有机碳占有机碳比例的变化Figure 6 Variations in the ratio of soil water-soluble organic carbon to organic carbon

表 1 WSOC 与WSOC/SOC 的方差分析结果Table 1 The result of ANOVA for WSOC and WSOC/SOC

Pearson 相关分析表明 (表2) ，WSOC 的季节与剖面变化均与土壤温度、土壤含水量、土壤盐分、总辐射、气温、相对湿度和降水量呈显著负相关(P ＜0.05)或极显著负相关(P ＜ 0.01) 但与有机碳、pH、氧化还原电位无显著相关关系(P ＞ 0.05)；WSOC/SOC的剖面变化与有机碳呈极显著负相关(P ＜ 0.01)，而与pH 呈显著正相关(P ＜ 0.05)，其季节变化与土壤温度、总辐射和气温呈显著负相关(P ＜ 0.05)。逐步线性回归分析表明 (表3) ，WSOC 剖面与季节变化的主控因子分别为土壤含水量和土壤温度，其中，土壤含水量与土壤温度分别能够解释WSOC 剖面变异性的92.3% 以及季节变异性的71.9%，表明土壤含水量与土壤温度可以作为预测WSOC 剖面与季节变化的指示性指标；影响WSOC/SOC 剖面与季节变化的主控因子分别为pH 和土壤温度，而pH 与土壤温度能够解释WSOC/SOC 剖面变异性的95.2%以及季节变异性的32.8%。

表 2 环境因子与土壤WSOC、WSOC/SOC 的相关性分析Table 2 Correlation analyses between environmental factors and WSOC, WSOC/SOC

表 3 环境因子与土壤WSOC、WSOC/SOC 的回归方程Table 3 Regression equations between environmental factors and WSOC, WSOC/SOC

3 讨论

3.1 水溶性有机碳的剖面变化特征

WSOC 主要源于凋落物、根系分泌物、死亡根系以及微生物残体，同时WSOC 也是微生物生命活动所需物质和能量的重要来源；其含量常受到降水量、土壤温度、土壤含水量、凋落物、微生物活性与数量等多种因素影响[13,17]。本研究发现，疏勒河源区全年WSOC 平均含量随土层深度增加呈下降趋势(图4)，这与已有研究结果一致[34]。此变化趋势与调落物及根系分布有关，地表植被每年有大量凋落物回归土壤，在地表形成凋落物层，凋落物的分解会促使近地表土壤中WSOC 含量增加[35]；另外，死亡根系与根系分泌物是WSOC 另一重要来源[36]，植被根系特别是草本植被的根系分布会随土层加深而减少[37]，表明土层越深土壤活性碳库越稳定。

研究发现，土壤含水量会直接影响根际与土壤微生物活性，从而影响土壤WSOC 含量[38]，并且土壤WSOC 与土壤含水量正相关，其因高的土壤水分提高了微生物活性，促进了水溶性有机物质的生成[39-41]。曹建华等[42]则发现大部分的土壤微生物活性会因土壤干燥而极大减弱，使得WSOC 含量随之下降。本研究中，土壤WSOC剖面分布特征主要与土壤含水量有关，即春季气温回升，土壤处于融化过程期，表层土壤开始发生消融，深层土壤仍处于冻结状态，这使得表层土壤含水量高于深层，进而导致表层土壤微生物的活性以及丰度均高于深层，并且凋落物主要分布于地表，微生物分解产生的WSOC 经淋溶逐渐渗入深层土壤，故土壤表层WSOC 含量高于深层；夏季土壤处于完全融化期，水热条件最为适宜，WSOC 主要以消耗为主，土壤含水量随土层加深呈下降态势使得深层土壤微生物新陈代谢减弱且丰度下降，导致深层土壤WSOC消耗量远小于表层；秋季气温骤降，土壤处于冻结过程期，各土层土壤含水量均有不同程度的下降，多年冻土区土壤双向冻结使大量水分从未冻结区不断迁移至冻结封面形成中层高能水区，中层微生物活性及数量明显高于表层及深层，但中层可供分解形成WSOC 的死亡根系以及有机碎屑物数量有限使得WSOC 的消耗量大于生产量，故中层WSOC含量低于表层与深层；冬季持续低温，土壤处于完全冻结期，各土层低于0 ℃的低温环境使微生物活性很低[43]，土壤含水量随土层加深而增加使土壤微生物数量与活性均高于浅层，但秋季中层土壤微生物的大量繁殖为冬季积存了大量死亡微生物，研究发现死亡微生物残体可释放出大量的WSOC 使中层WSOC 含量却高于表层与深层[44]。疏勒河源区WSOC 剖面变化特征与刘荣杰等[4]、姜培坤[16]研究结果不同，这可能与研究区自然条件、环境因子、植被类型以及土层深度有关。

在疏勒河源区，土壤中长期积累的SOC 与WSOC 没有相关性。可见，源区WSOC 含量主要与近期土壤生物过程相关，而土壤中长期累积的SOC对其贡献很少；这与土壤WSOC 和SOC 含量显著正相关的结论[7,45]不一致，却与土壤中长期累积的有机质与WSOC 含量无相关性的结论[43]一致，这可能与研究区生态环境有关。疏勒河源区土壤温度较低，凋落物等有机物质分解生成WSOC 的速率受限且WSOC 可被微生物直接利用使土壤中SOC 含量与WSOC 含量相差悬殊。

3.2 水溶性有机碳的季节变化特征

土壤活性有机碳对环境条件变化的高敏感性使WSOC 含量具有明显的季节差异。本研究中冬季WSOC 含量显著高于春季、夏季及秋季 (P ＜ 0.05) ，具体表现为冬季 ＞ 春季 ＞ 秋季 ＞ 夏季，这与之前的研究结果一致[4,46]。谢涛等[47]研究表明适宜的水热条件，可以极大提高微生物的活性与植物的新陈代谢速率，而土壤温度的降低会导致土壤微生物活性降低；刘帅等[48]研究提出高海拔区的土壤温度一直较低，微生物呼吸与活性随着土壤温度的升高而增强。土壤温度是影响疏勒河源区WSOC 季节变化的关键要素。春夏季节土壤中WSOC 含量会随土壤温度升高而降低，其因春季植物主要处于返青期，植物可提供的生长产物 (凋落物、根系分泌物)有限，并且土壤处于融化过程期，土壤温度和含水量增加，可促使微生物活性大大提高，导致WSOC因微生物的消耗而减少；夏季植物处于生长季可供分解形成WSOC 的有机物质较少，而WSOC 可作为微生物基质被消耗，导致土壤中WSOC 的消耗量大于生产量。与此同时，夏季温度达到全年峰值、微生物活性大为增强可加速WSOC 的消耗[13,43]。秋冬季节WSOC 含量会随土壤温度的降低而升高，其因秋季大多植物处于凋亡期，可供分解形成WSOC 的凋落物以及根系分泌物数量达到峰值[43]使WSOC 以积累为主，而冬季土壤温度为全年最低，WSOC 的消耗量因微生物代谢活动与WSOC 矿化作用减弱而明显下降，且死亡微生物残体可释放出大量的WSOC使土壤中积累大量易利用成分[4,44]。

WSOC 季节变化常表现出不同的模式，刘荣杰等[4]对浙西北丘陵地区次生林与杉木林WSOC 研究发现次生林与杉木林WSOC 含量季节动态基本一致，均表现为冬季 ＞ 春季 ＞ 秋季 ＞ 夏季，潘业田等[10]对川西亚高山云杉低效林林窗改造下WSOC 的研究发现夏秋季WSOC 含量较低，冬春季WSOC 含量较高，而刘帅等[48]对西南亚高山-高山海拔梯度上森林WSOC 时间动态研究却发现WSOC 含量在低温末期(5 月) 含量最高。本研究中WSOC 含量呈“冬高夏低”型，与刘荣杰等[4]、徐秋芳[46]研究结果基本一致。总之，WSOC 的多种季节变化模式可能与研究区立地条件、土壤理化性质和气候条件等有关。

3.3 水溶性有机碳占有机碳比值的变化特征

土壤活性碳占总有机碳的比值比活性碳本身更能反映植被对土壤碳行为的影响[16-17]，其比值可用于反映土壤有机质的质量。WSOC 所占百分比越大，表明土壤有机质越易被微生物分解[7]。本研究WSOC/SOC 季节与剖面变化特征与WSOC 不同，而土壤温度是影响WSOC/SOC 季节变化的关键要素。土壤温度可通过影响分子运动与微生物活性来改变 WSOC 的稳定性、分解和生成速率，致使WSOC占总有机碳的比值随之发生变化。同一季节随土层加深WSOC/SOC 的剖面变化主要与pH有关，pH 会决定WSOC 在土壤中的吸附与释放[7]。Kniters 和Mulder[49]研究表明，当土壤pH 为7.4 时，土壤中60%～70%的WSOC 会被吸附，而当pH 为4.5 时，土壤中几乎全部的WSOC 被土壤吸附。疏勒河源区同一季节不同剖面pH 的不同必然会引起土壤颗粒对WSOC 的吸附能力的改变，导致土壤中WSOC 占总有机碳的比值发生变化。

本研究结果与前人研究结果不尽相同，汪伟等[35]研究表明不同季节土壤剖面WSOC/SOC 变化趋势与WSOC 变化趋势相同，即随土层深度增加而降低，潘业田等[10]研究发现各样地上下层WSOC/SOC季节变化规律相同，具体表现为春夏低秋冬高。疏勒河源区0 - 50 cm 土层各季节WSOC/SOC 比值范围为0.14%～0.29%，与在大兴安岭北部森林的WSOC/SOC (0.08%～0.67%) 相比略低[17]，且明显低于湘中丘陵区4 种森林土壤WSOC/SOC (2.00%～2.54%)[18]。上述差异产生可能与本研究区海拔较高，气候条件恶劣，微生物新陈代谢能力受限有关，本研究区植被类型多以草类植物为主，形成的凋落物远少于森林植被且草甸土壤持水能力小于森林土壤，WSOC更易淋溶流失。探究WSOC、WSOC/SOC 在季节与剖面的变化特征可为全球气候变暖背景下青藏高原多年冻土区活动层土壤碳通量变化研究提供科学数据。

4 结论

疏勒河源多年冻土区季节变化对WSOC、WSOC/SOC 均有显著影响，其中WSOC 呈冬春高夏秋低，WSOC/SOC 呈夏冬高春秋低。同一季节不同土层WSOC 与WSOC/SOC 随土层深度的增加分别呈现不同变化，即WSOC 在春季递减、夏季递增、秋冬季波动，而WSOC/SOC 在夏秋季递增、春冬季波动。本研究区WSOC、WSOC/SOC 对季节与土壤深度变化响应敏感，土壤温度是影响WSOC、WSOC/SOC季节变化的主控因子，土壤含水量和pH 分别是WSOC、WSOC/SOC 剖面变化的主控因素。土壤温度与含水量主要通过影响WSOC 的形成与积累以及微生物对WSOC 的分解利用速率，进而影响WSOC、WSOC/SOC 的季节与剖面变化。另外，pH 可通过改变土壤对WSOC 的吸附和释放能力影响WSOC/SOC 剖面变化。