人工建植对多年冻土区“黑土滩”冻融过程的影响

王 淼，陈生云，魏培洁，贾映兰，侯光良，徐浩杰，杨梅学

（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. 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；3. 中国科学院大学, 北京 100049；4. 兰州大学草地农业科技学院 草地农业生态系统国家重点实验室, 甘肃 兰州 730000）

青藏高原是地球上最年轻、海拔最高的高原，也是地球上最独特的地质-地理-生态单元，更是我国乃至全球生态安全的重要屏障[1]。青藏高原上多年冻土广泛发育，其作为我国以及世界上中、低纬度地带海拔最高、面积最大的多年冻土分布区域，发育有1.40 × 106km2的多年冻土，占我国青藏高原总面积的54.30%[2-3]。冻融过程(也称冻融循环)是多年冻土区地表最为显著的物理特征之一[3]，即由于昼夜或季节等因素引起的热量变化在表土及其以下一定深度所形成的反复冻结-解冻的土壤过程[4-5]。青藏高原在气候复杂、地貌类型多样的条件下，存在冻融、风力、水力和重力等多种侵蚀营力[6]。冻融循环通过改变土壤性质和坡面产流产沙过程，导致剧烈的水土流失，加剧土壤侵蚀，这一过程称为冻融侵蚀[7]。发生冻融循环的频次越高，冻融侵蚀强度越大，土壤侵蚀就越严重[7]。其中影响冻融侵蚀的主要因素为温度、降水、坡度、坡向以及植被，在温度、降水、坡度和坡向一致的情况下，较高的植被盖度可以提高土壤稳定性，减弱土壤温度变化，削弱冻融强度，进而减弱冻融侵蚀强度[6]。目前，青藏高原冻融侵蚀总面积为1.49 × 106km2，占青藏高原总面积的62.20%[8]、国土面积的59.00%[6]。

冻融侵蚀也是导致“黑土滩”型退化草地(以下简称黑土滩)形成的因素之一[9]。黑土滩是全球草地生态系统退化行为发生在高原的特殊表现形式[10]，指在海拔3 700 m 以上高寒环境条件下，以嵩草属植物为建群种的高寒草甸严重退化后形成的大面积次生裸地，或原生植被退化呈丘岛状的自然景观[11]，是土壤侵蚀的严重区域[12-14]。青藏高原黑土滩面积约为7.03 × 106hm2[15]，其引发的诸如水土流失、毒杂草扩张、畜牧业生产功能丧失、区域性社会经济系统紊乱、生态难民等问题对区域生态、生产、社会经济等方面产生负面影响[10]。针对重度退化的黑土滩草地，实施栽培草地改建技术，具有创造高生产力和改善草地生态环境的双重功能[16-21]，目前对人工建植区的植被群落特征(覆盖度、物种多样性和生物量)[22-26]、土壤特征(理化性质、呼吸速率和酶活性)[22,24,26-29]、生产力[28,30-32]、固碳能力[28,30,33]方面的研究较多，但有关土壤水热状况方面的研究以及人工建植后黑土滩土壤冻融过程的研究仍然十分缺乏。

已有研究对藏北高寒草地土壤冻融过程水热变化特征进行分析[34]，该研究区位于藏北的中国科学院申扎高寒草原与湿地生态系统观测试验站，试验站植被原始性状保持良好，植被覆盖度约40%，该区域草地冻结期分为初冻期、稳定冻结期、消融前期、消融后期，日冻融循环主要发生在初冻期和消融前期的表层土壤，但全年尺度上的研究仍然缺乏。基于此，本研究基于青藏高原东北缘祁连山中西段疏勒河源苏里小流域多年冻土区一处黑土滩和人工建植区土壤温度、含水量、盐分实时监测数据资料，对人工建植后的黑土滩活动层土壤冻融过程进行对比分析，并提出以下假设：1)人工建植区较黑土滩有更好的保温和抗盐碱化作用，且土壤含水量更高。2)人工建植区能够减弱冻融循环发生的频率。本研究可为继续开展青藏高原多年冻土区黑土滩生态恢复工作提供更多参考，对寒区生态环境的保护与修复起到切实有效的指导作用，具有极其重要的理论与现实意义。

1 材料与方法

1.1 研究样地概况

研究样地位于青藏高原东北缘祁连山中西段疏勒河源，青海省海西蒙古族藏族自治州天峻县苏里乡境内。试验样地为黑土滩生态系统观测场(98°22′08″ E，38°25′35″ N，海拔3 859 m)，在观测场内选择两个样点，分别是黑土滩区(对照区，SLP9)和人工建植区(SLP9-1)。观测场所在区域属大陆性干旱荒漠气候，年均温-4.16 ℃，最冷月(1 月)为-17.80 ℃，最暖月(8 月)为9.32 ℃，年均空气相对湿度为59.03%，年降水量为474.71 mm，全年干冷多风。研究样地生长季月份为5 月-9 月，非生长季月份为10 月-次年4 月，其中黑土滩植被退化严重，植被覆盖度约13.00%，代表性物种有垂穗披碱草(Elymus nutans)、早熟禾(Poa annua)、海乳草(Glaux maritima)、沙蒿(Artemisia desertorum)、婆婆纳(Veronica didyma)、昆仑蒿(Artemisia nanschanica)、铁棒锤(Aconitum pendulum)、西伯利亚蓼(Polygonum sibiricum)；人工建植区为2014 年在黑土滩上选取一块33 hm2区域作为研究样地，进行垂穗披碱草、‘青海’草地早熟禾(Poaannua pratensis‘Qinghai’)、‘青海’冷地早熟禾(P. crymophila‘Qinghai’) 和中华羊茅(Festuca sinensis)的人工建植，植被覆盖度为65.00%。黑土滩和人工建植区多年冻土活动层厚度分别约为2.77 和1.93 m。研究样地中黑土滩沙粒、粉粒、粘粒平均重量分别占比39.95%、47.39%和12.66%，人工建植区沙粒、粉粒、粘粒平均重量分别占比33.85%、52.11%和13.86%，由此可知黑土滩和人工建植区土壤类型一致，均为砂土。

1.2 研究方法

观测场采用铁丝网保护，以防止外界因素的干扰(如人类或动物的破坏)。分别在黑土滩和人工建植区各布设一套仪器，观测场空气温度和相对湿度数据通过HMP155A 型温湿度传感器(Vaisala，芬兰)测定，两个样点地下2 cm 处土壤温度、含水量和盐分通过Hydra-ProbeⅡ型土壤含水量传感器(Stevens，美国) 进行测定，其中土壤含水量冬季仪器所测定为未冻结水。10、20、30 和40 cm 的土壤温度利用109 型土壤温度传感器(Campbell，美国) 测定，并进行分层布设。上述传感器连接至CR1000 型数据采集器(Campbell，美国)获得原始数据，时 段 为2018 年1 月1 日00:00-2018 年12 月31 日24:00，采集频率为每10 min 记录一次。季节划分为：春季，3 月-5 月；夏季，6 月-8 月；秋季，9 月-11 月；冬季，12 月、1 月-2 月。

不同深度土壤冻结及融化指数、系数的计算参照n 系数的定义[35-37]，即气温对地表的影响因素指标，将不同深度土壤温度的冻结/融化指数与气温冻结/融化指数之比定义为不同深度土壤的n 系数，冻结指数与融化指数为各层土壤温度/气温的年内负积温与正积温，基于土壤温度及气温的冻结/融化指数即可计算出不同深度土壤冻结及融化系数(冻结系数n-与融化系数n+呈负相关关系，冻结系数n-越大，越有利于吸热，反之越有利于放热[38])。各土层的土壤冻结日、融化日、冻融日与冻融时期的划分依据[39-40]为：土壤日最高温度 ≤ 0 ℃时，则视为土壤完全冻结，土壤日最低温度 ＞ 0 ℃时，则视为土壤完全融化；土壤日最高温度 ＞ 0 ℃而最低温度≤ 0 ℃则认为发生了日冻融循环。土壤开始冻结与融化时间确定的依据为：日均最低土壤温度连续3 d＞ 0 ℃，则将 ＞ 0 ℃的第1 天视为开始融化时间，日均最高土壤温度连续3 d ≤ 0 ℃，则将 ≤ 0 ℃的第1 天视为开始冻结时间[40]。根据Chen 等[5]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划分为4 个冻融时期：完全冻结期(土壤温度日最大值连续3 d ≤ 0 ℃)、融化过程期(土壤温度日最大值连续3 d ＞ 0 ℃、最小值连续3 d ≤ 0 ℃的第1 天开始计算)、完全融化期(土壤温度日最小值连续3 d ＞0 ℃的第1 天开始计算)以及冻结过程期(土壤温度日最大值连续3 d ＞ 0 ℃、最小值连续3 d ≤ 0 ℃的第1 天开始计算)。数据处理、分析及制图采用中国科学院自主研发软件“土壤冻融过程相关数据处理分析平台V2.0、Excel、SPSS (季节与单因素方差分析)、Surfer 和Origin 软件完成。

2 结果与分析

2.1 土壤温度、含水量、盐分变化特征

2.1.1 土壤温度

SLP9 (对照区) 与SLP9-1 (人工建植区) 样点2018 年数据资料显示，2 cm 处土壤日均最高温和最低 温 分 别 为17.69 和-17.11 ℃、12.87 和-14.35 ℃，40 cm 处土壤日均最高温和最低温分别为11.76 和-12.40 ℃、8.90 和-10.76 ℃，即2-40 cm 深度日均尺度上SLP9 和SLP9-1 样点土壤最高温分别降低5.93 和3.97 ℃，最 低 温 升 高4.71 和3.59 ℃ (图1)。这表明随土壤深度的增加，土壤温度整体变幅减小，且两个样点土壤温度与空气温度变化的回归关系图显示(图2)，SLP9 样点土壤温度随气温变化斜率较大(0.958 4 ＞ 0.680 2)，表明SLP9 样点土壤温度较SLP9-1 样点受气温波动更大。此外，从2 cm 处土壤温度日均值来看(表1)，冬季SLP9-1 样点-10.82 ℃比SLP9 样点-12.20 ℃高了1.38 ℃，两个样点2 cm 处日均土壤温度季节变化的显著性差异结果表明，SLP9-1 样点和SLP9 样点土壤温度四季之间均有显著性差异(P＜ 0.05)，SLP9-1 样点冬季温度显著高于SLP9 样点(P＜ 0.05)。

图1 SLP9 和SLP9-1 样点2-40 cm 日均土壤温度Figure 1 Daily mean soil temperature of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2-40 cm depth

表1 SLP9 和SLP9-1 样点2 cm 土壤温度、含水量、盐分变化Table 1 Changes in soil temperature, moisture contents, and salinity of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2 cm depth

图2 SLP9 和SLP9-1 样点2 cm 日均土壤温度及空气温度Figure 2 Daily mean soil temperature and air temperature of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2 cm depth

2.1.2 土壤含水量

2018 年两个样点2 cm 处日均土壤含水量变化特征表明(图3)，SLP9-1 样点1 月-4 月与11 月-12 月土壤含水量明显高于SLP9 样点，9 月-10月土壤含水量略低于SLP9 样点，4 月-9 月两个样点土壤含水量相差不大。两个样点土壤含水量与降水量变化的相关关系图显示(图4)，SLP9 样点土壤含水量较SLP9-1 样点受降水量影响波动更大，SLP9样点与降水量和SLP9-1 样点与降水量的相关关系均达到极显著水平(P＜ 0.01)。此外，2 cm 处土壤含水量日均值表明(表1)，春、冬两季SLP9-1 样点土壤含水量日均值高于SLP9 样点，夏、秋两季相反；季节变化的差异值显示， SLP9-1 样点与SLP9 样点土壤温度在四季之间均有显著性差异(P＜ 0.05)。

图3 SLP9 和SLP9-1 样点2 cm 日均土壤含水量Figure 3 Daily mean soil moisture contents of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2 cm depth

图4 SLP9 和SLP9-1 样点2 cm 日均土壤含水量及降水量Figure 4 Daily mean soil moisture contents and precipitation of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2 cm depth

2.1.3 土壤盐分含量

2018 年两个样点2 cm 处日均土壤盐分含量的实测数据表明(图5)，SLP9 样点年最高土壤盐分含量高达413.83 mg·L-1，而SLP9-1 样点年最高土壤盐分含量仅有276.93 mg·L-1，两者相差136.90 mg·L-1；SLP9-1 样点年均土壤盐分含量为90.08 mg·L-1，而SLP9 样点年均土壤盐分含量为134.17 mg·L-1，两者相差44.09 mg·L-1。5 月-10 月SLP9-1 样点土壤盐分含量较SLP9 样点明显减少，1 月-4 月和11 月-12 月两者相近。此外，从2 cm 处土壤盐分含量日均值来看(表1)，春、夏、秋、冬四季SLP9-1 样点土壤盐分含量日均值均低于SLP9 样点(P＞ 0.05)，土壤盐分含量夏、秋两季日均值差异较春、冬两季更明显。两个样点2 cm 处日均土壤盐分季节变化的显著性差异结果表明，SLP9-1 样点与SLP9 样点土壤盐分含量在春、冬两季之间无显著性差异(P＞0.05)，在夏、秋之间有显著性差异(P＜ 0.05)，且SLP9-1 样点夏、秋两季土壤盐分显著低于SLP9 样点(P＜ 0.05)。

图5 SLP9 和SLP9-1 样点2cm 日均土壤盐分含量Figure 5 Daily mean soil salinity contents of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2 cm depth

2.2 土壤冻融过程分析

2.2.1 土壤冻融时期及开始冻结和融化时间

黑土滩和人工建植区两个样点2 cm 处完全冻结期均分为两段：1 月1 日-3 月1 日及11 月14 日-12 月31 日(108 d)，1 月1 日-4 月19 日及10 月9 日-12 月31 日(193 d)。SLP9-1 样 点 在 两 个 时 间 段 的变化过程中出现了延迟融化和提前冻结的现象，SLP9-1 样点完全冻结期比SLP9 样点多85 d。SLP9和SLP9-1 样点的融化过程期分别为3 月2 日-4 月20 日(50 d)和4 月20 日-5 月14 日(25 d)，分析得出，当SLP9 样点融化过程期结束时SLP9-1 样点才开始进入融化过程期，SLP9-1 样点融化过程期较SLP9 样点少25 d。完全融化期SLP9 和SLP9-1样点起止时间分别为4 月21 日-10 月14 日(177 d)和5 月15 日-10 月5 日(144 d)，可以看出SLP9-1样点完全融化期开始时间后延并且提前进入冻结过程期，SLP9-1 样点完全融化期较SLP9 样点少33 d。冻结过程期SLP9 和SLP9-1 样点起止时间分别为10 月15 日-11 月13 日(30d) 和10 月6 日-10 月8 日(3 d)，可知SLP9-1 样点提前进入冻结过程期，并提前步入完全冻结期，SLP9-1 样点冻结过程期较SLP9 样点少27 d。

基于两个样点2-40 cm 处土壤日均温绘制等温线图(图6)，SLP9 和SLP9-1 样点表层2 cm 土壤开始融化的时间分别为3 月26 日和4 月28 日，可知SLP9-1 样点土壤开始融化时间比SLP9 样点推迟了33 d，而冻结的时间分别为10 月23 日和10 月8 日，可知SLP9-1 样点土壤开始冻结的时间比SLP9 样点提前了15 d。

图6 SLP9 和SLP9-1 样点2.0 ℃间隔等温线图Figure 6 Isothermal curve intervals of SLP9 and SLP9-1 sample points at 2.0 ℃

2.2.2 土壤冻结日、融化日和冻融日数

通过统计分析两个样点不同深度土壤冻结、融化以及冻融日数(表2)，2-40 cm 处SLP9-1 样点土壤发生冻结的日数为189～231 d，SLP9 样点土壤发生冻结的日数为114～172 d。SLP9-1 样点冻结日数随深度增加逐渐增加，融化日数持续减少，冻融日数先减少后增加，而SLP9 样点冻结日数先增后减再增，融化日数呈现出随深度加深先增后减再增再减的波动性升降情况，冻融日数逐渐减少。人工建植后表层2 cm 处的冻结日较黑土滩延长75 d，融化日缩短32 d，冻融日减少43 d。

表2 SLP9 和SLP9-1 样点不同深度土壤冻结日数、融化日数和冻融日数Table 2 Soil freezing days, thawing days, and the freezing and freeze-thaw days at different depths of SLP9 and SLP9-1 sample points

2.2.3 n 系数

气温冻结指数与融化指数经计算分别为-2 442 和925 ℃·d。土壤冻结、融化指数与系数如表3 所列，可看出，SLP9 和SLP9-1 样点2 cm 处的土壤冻结系数n-均最大，分别与40 cm 处的土壤冻结系数n-相差0.12 和0.14，且冻结系数随土壤深度增加均呈现递减趋势，指示土壤由吸热慢慢转向为放热，也表明表层2 cm 处土壤吸热效应更为明显。此外表层2 cm 处土壤冻结系数相差不大，即两个样点土壤吸热能力相近，但SLP9 样点融化系数更大，比SLP9-1 样点高1.63，更利于放热。

表3 SLP9 和SLP9-1 样点n 系数Table 3 n coefficient of SLP9 and SLP9-1 sample points

3 讨论与结论

3.1 讨论

大气和活动层之间的热量和水分交换主要发生在界面层，表层土壤恰恰是地气相互作用过程中地表与其上大气发生能量和水分交换的最为关键的界面层，因此在研究多年冻土区地气相互作用时，表层土壤的冻融状况十分重要[3,39]。从前人研究来看，表层土壤真正冻结的日数较少，仅有1 个月左右，将近6 个月土壤都存在日冻融循环，而在10 cm深处，只存在2 个月左右的冻融日循环过程[39]。相关研究表明，10 cm 深处土壤日冻融阶段持续时间共为25 d，相比5 cm 深处土壤缩短了36 d，而20 cm处土壤日冻融循环阶段持续日数更少，仅为5 d，可知在日变化尺度上随着土壤深度的增加，土壤日冻融循环持续日数明显减少，表明土壤与大气之间的热量交换对土壤温度变化的影响随着深度的增加明显趋弱[3]。由此可知表层土壤的冻融循环较其他土层更频繁。本研究结果与上述研究类似，故主要选择对2 cm 处的水热特征及冻融过程进行分析。

3.1.1 黑土滩和人工建植区土壤温度、含水量、盐分变化特征

高植被覆盖的土壤受到外部因素的影响较小，具有较好的保温作用，而退化较为严重的黑土滩更容易受到外部环境的作用而迅速升温和降温，尤其是浅层土壤温度随大气温度变化而变化[41]。这与本研究结果相一致，本研究黑土滩和人工建植区土壤与空气温度变化的相关关系图(图2)显示，黑土滩土壤温度与气温的线性方程斜率更大，表明黑土滩土壤温度较人工建植区受气温波动更大，且表层2 cm处黑土滩融化系数n+为1.73，较人工建植区高1.63，更利于放热，表明人工建植区土壤保温作用更强。但本研究所揭示的人工建植区冬季土壤温度更高(表层2 cm 处冬季黑土滩土壤温度均值为-12.20 ℃，较人工建植区低1.38 ℃)，SLP9-1 样点冬季温度显著高于SLP9 样点(P＜ 0.05)，对植被生长有利，目前未有类似研究结果报道。

高盖度的高寒草甸草地土壤，由于表层具有较高的腐殖质含量和致密草皮结层，上层土壤持水量较大，其植被覆盖度与土壤水分之间有显著相关关系，随植被盖度增加，土壤含水量提高，而退化后的高山草甸土壤趋于干燥，持水能力降低，退化越严重，土壤水分的流失就越多，流失速率也越快[41-43]，因此高盖度下的土壤持水性较低盖度土壤强。本研究表明人工建植区土壤含水量略高于黑土滩，具体表现为表层2 cm 处人工建植区土壤年均含水量为18.32%，较黑土滩高0.94%。并且人工建植后的土壤尤其在冬季土壤含水量更高，具体表现为表层2 cm处黑土滩和人工建植区春、夏、秋三季土壤含水量均值分别为14.39 和16.43%、32.93 和32.54%、19.84和17.63%，差距不大，而冬季人工建植区土壤含水量6.66%，约为黑土滩的3 倍，且SLP9-1 样点春、冬两季土壤含水量显著高于SLP9 样点(P＜ 0.05)。但Hydra-ProbeⅡ型土壤含水量传感器(Stevens，美国)冬季测定的是未冻结水，由于人工建植区冬季温度更高，即其土壤含水量更高，但含冰量未知，难以比较土壤持水能力。另外，相关研究认为裸地表层由于没有植被覆盖，降水时土壤含水量迅速上升，降水后土壤蒸发迅速，对降水的响应更为敏感[44-45]，这与本研究所得“表层2 cm 处两个样点土壤含水量与降水量变化的相关关系图(图4)显示黑土滩土壤含水量较人工建植区受降水影响波动更大”相一致，且表层2 cm 处两个样点土壤含水量与降水量呈显著线性正相关关系(P＜ 0.01)，但2018年表层2 cm 处逐日降水量仅能解释黑土滩及人工建植区土壤水分变化的16.57%和20.50% (图4)，表明黑土滩和人工建植区土壤含水量变化除了直接受到降水的影响外，还深受降水时间分配格局等因素的影响。

植被覆盖度与土壤盐分间呈负相关关系，且土壤盐分含量与景观类型联系密切，不同景观类型的土壤含盐量不一致，通常植被覆盖度较高的景观类型土壤盐分含量比较低，也更适宜植被生长[46-47]。这与本研究所得“人工建植区土壤盐分含量较黑土滩低”一致，具体表现为表层2 cm 处黑土滩年均土壤盐分含量为134.73 mg·L-1，较人工建植区高44.29 mg·L-1。其中夏、秋两季人工建植后的土壤盐分含量较黑土滩有明显减少，具体表现为表层2 cm 处夏、秋两季黑土滩和人工建植区土壤盐分含量均值分别为268.19和152.58 mg·L-1、155.13和98.55 mg·L-1，且SLP9-1 样点夏、秋两季土壤盐分显著低于SLP9样点(P＜ 0.05)。这也与人工建植后的土壤状态发生改变有关，主要与植被覆盖度高的草地土壤绝热功能更好，不容易造成水热散失，对盐分有抵抗作用相关[41-43,46-52]。

3.1.2黑土滩和人工建植区土壤冻融过程

黑土滩和人工建植区土壤冻融过程不一致，相关研究表明土壤的冻融过程受到植被盖度变化的显著影响，植被盖度越高，表层土壤的绝热作用越强，该特性可以在冻结阶段抑制向上的热量，在融化阶段抑制向下的热量传递，导致随着植被覆盖度的增加，活动层土壤完全冻结期延长，完全融化期缩短[41,49,53]。研究结果与前人研究所得基本上保持一致，即人工建植有效降低了黑土滩土壤冻融过程的发生频率，也就是高植被盖度的土壤能够有效降低冻融过程的发生频率。由于发生冻融循环的频次越高，冻融侵蚀强度越大，土壤侵蚀就越严重[7]，因此人工建植能够减弱冻融侵蚀强度，减缓其对多年冻土的破坏作用，进而保护多年冻土。具体表现为人工建植区表层2 cm 处土壤完全冻结期较黑土滩延长85 d，融化过程期、完全融化期、冻结过程期分别减少25、33 和27 d；冻结日较黑土滩延长75 d，融化日缩短32 d，冻融日减少43 d；较黑土滩提前15 d 冻结，延后33 d 融化。但研究与Guglielmin 等[54]对南极洲Signy Island 多年冻土区生态系统研究所得的有植被覆盖下冻土冻融循环次数大于没有植被覆盖的冻土相悖，这可能与区域气候及土壤质地条件等地域差异有关，也可能与记录仪器的不同有关(数据由Hobo Pro® 数据记录仪对每小时进行记录)。另外研究时段不一致，Guglielmin 等[54]的研究开始于2004 年2 月22 日，结束于2005 年3 月28 日，而本研究开始于2018 年1 月1 日，结束于2018 年12 月31 日。

本研究只对比了人工建植区和黑土滩的冻融过程，未增加天然未退化草地的冻融过程，可在接下来的研究中注重天然未退化草地、黑土滩和人工建植区三者之间的差异比较，另外由于多年冻土区土壤冻融循环特性复杂，影响因素多样，受海拔高度、气候条件和土壤岩性等的影响，未来可结合多个参数进一步分析。

3.2 结论

多年冻土区的人工建植区较黑土滩冬季土壤温度更高且受气温波动小，土壤含水量整体略高于黑土滩且受降水影响小，土壤盐分含量较黑土滩有明显降低，其中夏、秋两季最明显。通过人工建植措施，可以有效降低黑土滩土壤冻融过程的发生频率，具体表现为人工建植区表层2 cm 完全冻结期、冻结日增加，融化过程期、完全融化期、冻结过程期、融化日及冻融日减少，且提前冻结，延后融化。表明人工建植可以有效降低冻融循环频率，减弱冻融侵蚀强度，减缓其对多年冻土的破坏作用，进而保护多年冻土，这为青藏高原地区的生态恢复提供了数据支撑和科学指导。