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  地质通报  2018, Vol. 37 Issue (12): 2131-2137  
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乔冈, 徐友宁, 陈华清, 张江华, 柯海玲, 刘瑞平. 青藏高原高寒草甸土壤水分运移机制[J]. 地质通报, 2018, 37(12): 2131-2137.
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Qiao G, Xu Y N, Chen H Q, Zhang J H, Ke H L, Liu R P. A study of soil moisture migration mechanism of alpine meadow in the Tibetan Plateau[J]. Geological Bulletin of China, 2018, 37(12): 2131-2137.
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基金项目

中国地质调查局项目《青海矿业开发地质环境效应调查》(编号:1212011220224)、《秦岭及宁东矿产资源集中开采区地质环境调查》(编号:DD20160336)、《西北地区典型矿山地质环境治理关键技术示范》(编号:1212011014012)及自然资源部行业科研专项《矿集区地球化学环境累积效应及预警研究》(编号:20111020)

作者简介

乔冈(1980-), 男, 博士, 高级工程师, 从事矿山地质环境防治研究。E-mail:qgcyboy@163.com

文章历史

收稿日期: 2018-03-15
修订日期: 2018-10-15
青藏高原高寒草甸土壤水分运移机制
乔冈1,2,3,4 , 徐友宁1,2,3,4 , 陈华清1,2,3,4 , 张江华1,2,3,4 , 柯海玲1,2,3,4 , 刘瑞平1,2,3,4     
1. 中国地质调查局西安地质调查中心, 陕西 西安 710054;
2. 自然资源部矿山地质环境陕西潼关野外科学观测基地, 陕西 潼关 714300;
3. 中国地质调查局干旱半干旱区地下水与生态重点实验室, 陕西 西安 710054;
4. 自然资源部黄土地质灾害重点实验室, 陕西 西安 710054
摘要: 查明青藏高原高寒草甸区土壤水分运移机制,对正确理解土壤水分迁移过程、提高高寒草甸重建效率具有重要指导意义。通过开展土壤剖面负压、地温观测等原位试验,结合气象资料,对土壤剖面地温、含水率及总水头特征进行分析。结果表明,土壤的冻结期起始于10月,解冻期起始于4月;地温最高值出现在植物生长旺盛期8月,最低值出现在1月;1~3月土壤水分呈固态,6~10月土壤水分呈液态,处于稳定变化阶段,4~5月、11~12月土壤水分呈固液转化态,含水率变化幅度较大,处于过渡阶段。随着气温升高及降水量增加,6~8月水热同季有利于高寒草甸生长,属于高寒草甸主要生长阶段;春季土层由表及深土壤解冻,冻土层滞水性能保障了返青期春旱牧草生长的水分需求;深秋季节的由表及深的土壤冻结,深层土壤水分随水汽发生的表聚作用保障了牧草生长的水分需求,也是高原生态系统能够维持稳定的原因之一。
关键词: 高寒草甸    水分运移    总水头    青藏高原    
A study of soil moisture migration mechanism of alpine meadow in the Tibetan Plateau
QIAO Gang1,2,3,4, XU Youning1,2,3,4, CHEN Huaqing1,2,3,4, ZHANG Jianghua1,2,3,4, KE Hailing1,2,3,4, LIU Ruiping1,2,3,4     
1. Xi'an Center of Geological Survey, CGS, Xi'an 710054, Shaanxi, China;
2. Shaanxi Tongguan Field Scientific Surveys Base of Mine Geological Environment, MNR, Tongguan 714300, Shaanxi, China;
3. Key Laboratory for Groundwater and Ecology in Arid and Semi-arid Area, CGS, Xi'an 710054, Shaanxi, China;
4. Key Laboratory for Geo-hazards in Loess Area, MNR, Xi'an 710054, Shaanxi, China
Abstract: The alpine meadow soil water for sustaining the succession of vegetation ecosystem benign role lies in finding out the alpine meadow area soil moisture migration mechanism, the correct understanding of alpine meadow soil moisture migration process; the improvement of the reconstruction efficiency has important guiding significance. In this paper, based on in situ test of soil profile negative pressure and ground temperature observation, combined with meteorological data, the authors analyzed soil profile temperature, moisture content and total head characteristics. The results show that the freezing period begins in October, and the thawing period begins in April. At the highest temperature, the plant growth period is in August, and the lowest value appears in January. Soil moisture is solid from January 1 to March; from June to October soil water is liquid, belonging to stable phase change; from April to May and from November to December soil moisture is in solid and liquid state, and the moisture content change is bigger, belonging to the excessive stage. With the increase of temperature and the precipitation, the same season in June and August is favorable for the growth of alpine meadow, which belongs to the main growth stage of alpine meadow. In spring, the soil is thawed at the surface and the depth, and the stagnant water performance of the frozen soil ensures the moisture demand of the spring drought and herbage growth. In the late autumn season, the surface and deep soil are frozen, and the moisture content of the deep soil water with the water vapor in the soil protects the moisture demand of the grass growing. This is one of the reasons that the plateau ecosystem can be stable.
Key words: alpine meadow    moisture migration    total water head    Tibetan Plateau    

青藏高原高寒草甸区,平均海拔4200m以上,区内气候寒冷,植物生长期仅3个月,受高寒气候的影响,生态系统脆弱而敏感,受损生态系统的自然恢复往往需要数十年甚至上百年。有关研究着重于高寒草甸对气候变化的响应与适应[1-8]、高寒草甸的适应性管理[9-10]和退化高寒草地恢复与重建方面[11-20]

地处青海高原南部的三江源是高寒草甸集中分布的区域,草地退化十分严重,气候变化被认为是三江源草地退化的驱动力[21]。掌握土壤水分含量动态,明确土壤水分迁移过程,分析冻土的变化特征,对高寒草甸的适应性管理、可持续利用及其退化高寒草地的恢复与重建具有重要指导意义。

近年来,针对青藏高原多年冻土区土壤水分运移过程与机制进行了研究[22-26],受气候作用的影响,特别是季节性土壤冻融作用的影响,高寒草甸水文过程更复杂。目前有关高寒草甸水文过程的研究较弱。

青海省玛沁县德尔尼铜矿开采于2006年,矿山开采形成大量的矿采迹地,植被恢复与重建技术的选择必须依赖于对区域内自然草地过程的理解。本次研究在该地区通过自动观测设备,进行了土壤温湿度的自动连续观测,以期为矿采迹地植被恢复技术的选择提供理论依据。

1 研究方法

研究区位于青海玛沁县德尔尼铜矿区,属于高山湿润寒冷灌丛峡谷区。平均海拔4200m以上,沟谷切割深度达100m以上。地带性植被为高寒嵩草草甸和高山灌丛草甸,其中高寒草草甸分布于山间滩地和山地阳坡及偏阳坡,高寒灌丛草甸分布于山地阴坡及偏阴坡。土壤厚度为0.4~0.6m,土壤类型为草毡寒冻雏形土和暗沃寒冻雏形土。

为了更全面地理解外界影响下完整的土壤水分运移过程,本文以青藏高原德尔尼铜矿土层较厚、地势相对平坦的原生高寒草甸为研究区,以土壤水分为研究对象,采用收集资料,野外调查,原位试验的方法,开展青藏高原高寒草甸区土壤水分运移机制研究。

1.1 气象要素观测

生态系统与大气界面的水汽交换主要受气象要素驱动,本次在研究区架设了一套自动气象观测设备,测定指标包括日降水量、气温、净辐射、风力、风向、空气湿度6个气象要素,观测频率为1次/d。气象要素监测探头安装位置见表 1

表 1 气象要素监测探头安装位置 Table 1 Meteorological element monitoring probe installation position
1.2 土壤分层

本次开展的原位试验监测探头最大埋深为0.6m,其中,0~0.15m为高寒草甸根植土,属于根系主要分布区,0.15~0.5m为单一结构的粉土层,0.5~2.0m为砂卵砾石层。采用筛析、密度计相结合的方法对试验区土壤岩性进行颗粒分析定名,土壤粒度分析结果见表 2,以便对计算结果进行综合分析。

表 2 实验室土壤粒度分析结果 Table 2 Results of laboratory soil particle size analysis
1.3 剖面地温、含水率、负压观测

采用剖面挖掘的方式,架设包括地温、含水率及负压的自动测量设备,土壤物理参数监测仪器型号为SP100,架设深度分别为0.1m、0.2m、0.3m、0.45m、0.6m等, 观测时段为2015年1~12月。其中,观测频度为1次/30min。土壤剖面岩性及监测探头安装位置见图 1,主要观测仪器性能及精度见表 3

图 1 土壤剖面岩性及监测探头安装位置 Fig.1 Soil profile lithology and monitoring probe installation location
表 3 主要观测仪器性能及精度 Table 3 Main observation instrument performance and precision
1.4 数据处理

采用Excel和SPSS 20.0对不同土层含水率和水势的不同土层分异进行分析,其中,单因子方差分析(ANOVA)最小显著差数法(LSD)的显著性系数为0.05。

结合气象要素分析,揭示青藏高原高寒草甸区土壤水分运移机制。为便于查明监测数据的宏观变化规律,本次研究将逐时监测数据按月取平均值处理后再进行分析。

2 结果 2.1 气象要素

研究区域气温季节动态变化呈现单峰变化曲线,1~7月为大气温度持续回升期,7~12月为持续回落期,最高气温10℃,出现于植物生长季7月,最低气温-11℃,出现于非生长季12月。昼夜温差较大,达15℃。

高寒草甸生长的最低气温为6℃[26],研究区气温稳定保持在6℃以上的季节仅6~8月,即高寒草甸每年主要生长季节仅3个月。

研究期内,区域大气降水量累计达627.3mm,集中分布于植物生长季5~9月,占年总降水量的80%,降水量的季节动态变化呈双峰变化曲线,在生长季7月和9月有2个降水高峰期,其降水量为156mm和128mm,年内气温、降水量变化曲线见图 2

图 2 年内气温、降水量变化曲线 Fig.2 The temperature and precipitation curves of the year
2.2 土壤地温

测试期内,各层土壤地温的变化呈现相似的单峰季节变化趋势,土壤剖面年内地温变化曲线见图 3。其中,土壤的冻结期起始于10月,解冻期起始于4月,冻结期长达半年。地温最高期出现在植物生长盛期8月,最低期出现在隆冬1月。

图 3 土壤剖面年内地温变化曲线 Fig.3 Land temperature change curve of the year in soil profile

受土壤热传导的限制,不同土层冻结、解冻和土壤温度随土层的加深呈现出规律性变化。总体来说,土层越深,土壤的冻结期、解冻期越晚,表明该地区土壤的冻结和解冻是由表土逐步向深层发展的。剖面60cm土层的完全冻结发生在11月,解冻发生在5月。0.1cm、0.2cm、0.3cm、0.45cm和0.6cm的土壤年均温分别为2.0℃、1.89℃、1.84℃、1.86℃、1.89℃.

2.3 剖面含水率

含水率的变化反映土壤水分迁移过程为静止状态,试验场土壤剖面含水率等值线见图 4,具有以下规律。

图 4 试验场土壤剖面含水率等值线 Fig.4 The contour of the water content of soil profile in the test field

(1)含水率变化总体呈现3种特征,1~3月含水率变化趋势一致,处于稳定变化阶段,且均低于20%。6~10月含水率变化趋势一致,处于稳定变化阶段,且均高于30%,4~5月、11~12月含水率变化幅度较大,处于过度阶段,含水率变化范围在20%~ 30%之间。

(2)受季节变化的影响,土壤剖面0.3m以上的含水率变化较剧烈,而0.3m以下的含水率变化较稳定,受外界气候变化影响较小。

(3)受较大降水量的影响,全年6~10月含水率较大,1~3月土壤剖面0.3m以上区域含水率较小。

(4)受极端寒冷气温变化的影响,11~12月属于土壤水分冻结时期,冻结锋面由上向下迁移;4~5月属于土壤水分消融时期,消融锋面由上向下迁移。

(5)土壤剖面0.2m以上是草甸根系主要分布区域,6~8月是草甸的主要生长期,因此,在0~0.2m的区域含水率较深部区域偏小,属于植被根系耗水对土壤水分迁移的影响。

2.4 剖面总水头

总水头是土壤水分携带的总能量,可以反映土壤水分的流动方向、驱动力大小等特征。试验场土壤剖面总水头等值线见图 5。可以看出:①5~11月近地表土壤总水势大于土壤深部,水分总体处于入渗状态;②剖面0.2m以上土壤水分处于入渗状态,主要为大气降水入渗补给,草甸根系土壤厚度0.3m,剖面0.2~0.3m土壤是草甸根系分布的主要区域,水分近乎处于外界降水入渗、腾发作用、根系耗水等共同作用下的平衡停滞微入渗状态,剖面在0.3m以下不受外界气候条件的影响,水分均处于入渗排泄状态;③12月—翌年的4月土壤剖面水分总体呈现散失状态,反映土壤水分主要以固态的形式存在;④受外界气温、降水量变化的影响,4月、12月为土壤水分运移的转折点;⑤剖面0.3m以浅,降水入渗的水分除满足植被生长需要、蒸发蒸腾外,具有超强持水性且致密的原生草甸土壤水分仍处于入渗状态,植被长势良好。

图 5 试验场土壤剖面总水头等值线 Fig.5 The contour of the total water head of soil profile in the test field
3 讨论

土壤介质中水分迁移运动受诸多因素的影响和制约,其中外界气候要素属于根本驱动因素,同时,土壤介质差异性是水分运移的重要影响因素。因此,本次研究主要结合外界气候要素的变化,分析土壤中水分迁移的动力学过程,进而达到揭示土壤介质水分运移动力学机制的目的。

试验区土壤剖面总水头分布见图 6,受低气温的影响,包气带水分在1~3月以固态形式存在,但是近地表的固态水不断从外界吸热积蓄能量;随着气温不断升高,4~5月包气带水分开始自地表向下融化,完成0.6m以浅区域固态水向液态水的转化,同时,高寒草甸开始发芽进入缓慢生长阶段;6~10月随着气温升降及降水量的增减,包气带土-气界面的水分在气态和液态之间频繁转化,在根系吸水作用影响下,包气带内部水分重新分配,同时,高寒草甸完成快速生长、凋零枯萎等过程;随着气温回落、降水量减少,11月~翌年1月上半月,包气带水分开始自地表向下冻结,完成0.6m以浅区域液态水向固态水的转化。至此,包气带水分完成了一个完整的水文年循环迁移过程。

图 6 试验区土壤剖面总水头分布 Fig.6 Total water head distribution of soil profile in the test area
4 结论

(1)土壤冻结期起始于10月,解冻期起始于4月,冻结期长达半年之久;地温最高期出现在植物生长旺盛期8月,最低期出现在隆冬1月。

(2)含水率变化总体呈现3种特征:1~3月含水率变化趋势一致,处于稳定变化阶段,且均低于20%;6~10月含水率变化趋势一致,处于稳定变化阶段,且均高于30%;4~5月、11~12月含水率变化幅度较大,处于过渡阶段,含水率变化范围在20%~30%之间。

(3)随着气温升高及降水量增加,6~8月水热同季,有利于高寒草甸生长,在短短3个月内,牧草完成其生长周期,属于高寒草甸主要生长阶段;春季土层由表及深的土壤解冻,冻土层的滞水性能保障了返青期春旱牧草生长的水分需求;深秋季节由表及深的土壤冻结,使深层土壤水分随水汽发生表聚,保障了牧草生长的水分需求;这也是高原生态系统能够维持稳定的原因之一。

致谢: 写作过程中得到中国科学院西北高原生物研究所曹广民教授指导,在此表示衷心感谢。

参考文献
[1]
徐满厚, 薛娴. 青藏高原高寒草甸夏季植被特征及对模拟增温的短期响应[J]. 生态学报, 2013, 33(7): 2071-2083.
[2]
石福孙, 吴宁, 罗鹏. 川西北亚高山草甸植物群落结构及生物量对温度升高的响应[J]. 生态学报, 2008, 28(11): 5286-5293. DOI:10.3321/j.issn:1000-0933.2008.11.010
[3]
李元寿, 王根绪, 丁永建, 等. 青藏高原高寒草甸区土壤水分的空间异质性[J]. 水科学进展, 2008, 19(1): 61-67. DOI:10.3321/j.issn:1001-6791.2008.01.010
[4]
张泉, 刘咏梅, 杨勤科, 等. 祁连山退化高寒草甸土壤水分空间变异特征分析[J]. 冰川冻土, 2014, 36(1): 88-94.
[5]
程慧艳, 王根绪, 王一博, 等. 黄河源区不同植被类型覆盖下季节冻土冻融过程中的土壤温湿空间变化[J]. 兰州大学学报(自然科学版), 2008, 44(2): 15-21. DOI:10.3321/j.issn:0455-2059.2008.02.003
[6]
杨健, 马耀明. 青藏高原典型下垫面的土壤温湿特征[J]. 冰川冻土, 2012, 34(4): 813-820.
[7]
胡宏昌, 王根绪, 王一博, 等. 江河源区典型多年冻土和季节冻土区水热过程对植被盖度的响应[J]. 科学通报, 2009, 54(2): 242-250.
[8]
王军德, 王根绪, 陈玲. 高寒草甸土壤水分的影响因子及其空间变异研究[J]. 冰川冻土, 2006, 28(3): 428-433. DOI:10.3969/j.issn.1000-0240.2006.03.020
[9]
曹广民, 龙瑞军. 三江源区"黑土滩"型退化草地自然恢复的瓶颈及解决途径[J]. 草地学报, 2009, 17(1): 4-9.
[10]
邱正强, 马玉寿, 施建军, 等. 甘肃马先蒿对"黑土型"退化草地垂穗披碱草人工草地的影响[J]. 草原与草坪, 2006, 5: 26-29.
[11]
张宪洲, 王小丹, 高清竹, 等. 开展高寒退化生态系统恢复与重建技术研究, 助力西藏生态安全屏障保护与建设[J]. 生态学报, 2016, 36(22): 7083-7087.
[12]
泽让东洲, 张洪轩, 陈立坤, 等. 川西北高寒草甸色达县草地治理对策初探[J]. 草业与畜牧, 2016, 5: 56-60.
[13]
杨林平, 苏宝兰, 杨文英. 黄河首曲高寒草甸退化草地(黑土滩)恢复重建优良适宜牧草筛选试验[J]. 草原草业, 2016, 46(11): 96-98.
[14]
周华坤, 周立, 赵新全, 等. 江河源区"黑土滩"型退化草场的形成过程与综合治理[J]. 生态学杂志, 2003, 22(5): 51-55. DOI:10.3321/j.issn:1000-4890.2003.05.012
[15]
王海东, 张璐璐, 朱志红, 等. 刈割、施肥对高寒草甸物种多样性与生态系统功能关系的影响及群落稳定性机制[J]. 植物生态学报, 2013, 37(4): 279-295.
[16]
杨路存, 刘何春, 李长斌, 等. 氮磷钾不同施肥配方对退化高寒草原植物群落结构的影响[J]. 生态学杂志, 2015, 34(1): 25-32.
[17]
韩潼, 牛得草, 张永超, 等. 施肥对玛曲县高寒草甸植物多样性及生产力的影响[J]. 草业科学, 2011, 28(6): 926-930.
[18]
王高峰, 安沙舟. 施肥对退化草甸草地土壤肥力和牧草群落结构及产量的影响[J]. 现代农业科技, 2010, 9: 278-279.
[19]
王敬龙, 王保海, 次仁多吉, 等. 改则高寒荒漠草地改良效果[J]. 草业科学, 2012, 29(10): 1521-1525.
[20]
张文海, 杨韫. 草地退化的因素和退化草地的恢复及其改良[J]. 北方环境, 2011, 23(8): 40-44.
[21]
周华坤, 赵新全, 温军, 等. 黄河源区高寒草原的植被退化与土壤退化特征[J]. 草业学报, 2012, 21(5): 1-11.
[22]
Walker D A, Jia G J, Epstein H E, et al. Vegetation-soil thawdepth relationships along a low-arctic bioclimate gradient, Alaska:synthesis of information from the ATLAS studies[J]. Perm a frost and Periglacial Processes, 2003, 14: 103-123. DOI:10.1002/(ISSN)1099-1530
[23]
乔冈.青藏高原高寒草甸区包气带水分转化机制研究[D].长安大学博士学位论文, 2018.
[24]
常娟, 王根绪, 高永恒, 等. 青藏高原多年冻土区积雪对沼泽、草甸浅层土壤水热过程的影响[J]. 生态学报, 2012, 32(23): 7289-7301.
[25]
刘光生, 王根绪, 胡宏昌, 等. 青藏高原多年冻土区植被盖度变化对活动层水热过程的影响[J]. 冰川冻土, 2009, 31(1): 89-95.
[26]
李元寿.青藏高原典型多年冻土区高寒草甸覆盖变化对水循环影响的试验研究[D].中国科学院博士学位论文, 2007. https://max.book118.com/html/2016/0322/38372110.shtm