全 文 ：
摇 摇 摇 摇 摇 生 态 学 报
摇 摇 摇 摇 摇 摇 摇 (SHENGTAI XUEBAO)
摇 摇 第 32 卷 第 23 期摇 摇 2012 年 12 月摇 (半月刊)
目摇 摇 次
中国石龙子母体孕期调温诱导幼体表型:母体操纵假说的实验检测 李摇 宏,周宗师,吴延庆,等 (7255)……
同种或异种干扰对花鼠分散贮藏点选择的影响 申摇 圳,董摇 钟,曹令立,等 (7264)……………………………
曝气充氧条件下污染河道氨挥发特性模拟 刘摇 波,王文林,凌摇 芬,等 (7270)…………………………………
贵州草海越冬斑头雁日间行为模式及环境因素对行为的影响 杨延峰,张国钢,陆摇 军,等 (7280)……………
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 常摇 娟,王根绪,高永恒,等 (7289)………
长沙城市斑块湿地资源的时空演变 恭映璧,靖摇 磊,彭摇 磊,等 (7302)…………………………………………
基于模型数据融合的千烟洲亚热带人工林碳水通量模拟 任小丽,何洪林,刘摇 敏,等 (7313)…………………
农田氮素非点源污染控制的生态补偿标准———以江苏省宜兴市为例 张摇 印,周羽辰,孙摇 华 (7327)………
用 PFU微型生物群落监测技术评价化工废水的静态毒性 李朝霞,张玉国,梁慧星 (7336)……………………
京郊农业生物循环系统生态经济能值评估———以密云尖岩村为例 周连第,胡艳霞,王亚芝,等 (7346)………
基于遥感的夏季西安城市公园“冷效应冶研究 冯晓刚,石摇 辉 (7355)…………………………………………
海南岛主要森林类型时空动态及关键驱动因子 王树东,欧阳志云,张翠萍,等 (7364)…………………………
不同播种时间对吉林省西部玉米绿水足迹的影响 秦丽杰,靳英华,段佩利 (7375)……………………………
黄土塬区不同品种玉米间作群体生长特征的动态变化 王小林,张岁岐,王淑庆,等 (7383)……………………
密植条件下种植方式对夏玉米群体根冠特性及产量的影响 李宗新,陈源泉,王庆成,等 (7391)………………
沙地不同发育阶段的人工生物结皮对重金属的富集作用 徐摇 杰,敖艳青,张璟霞,等 (7402)…………………
增强 UV鄄B辐射和氮对谷子叶光合色素及非酶促保护物质的影响 方摇 兴,钟章成 (7411)……………………
不同产地披针叶茴香光合特性对水分胁迫和复水的响应 曹永慧,周本智,陈双林,等 (7421)…………………
芦芽山林线华北落叶松径向变化季节特征 董满宇,江摇 源,王明昌,等 (7430)…………………………………
地形对植被生物量遥感反演的影响———以广州市为例 宋巍巍,管东生, 王摇 刚 (7440)………………………
指数施肥对楸树无性系生物量分配和根系形态的影响 王力朋,晏紫伊,李吉跃,等 (7452)……………………
火烧伤害对兴安落叶松树干径向生长的影响 王晓春,鲁永现 (7463)……………………………………………
山地梨枣树耗水特征及模型 辛小桂,吴普特,汪有科,等 (7473)…………………………………………………
两种常绿阔叶植物越冬光系统功能转变的特异性 钟传飞,张运涛,武晓颖,等 (7483)…………………………
干旱胁迫对银杏叶片光合系统域荧光特性的影响 魏晓东,陈国祥,施大伟,等 (7492)…………………………
神农架川金丝猴栖息地森林群落的数量分类与排序 李广良,丛摇 静,卢摇 慧,等 (7501)………………………
碱性土壤盐化过程中阴离子对土壤中镉有效态和植物吸收镉的影响 王祖伟,弋良朋,高文燕,等 (7512)……
两种绣线菊耐弱光能力的光合适应性 刘慧民,马艳丽,王柏臣,等 (7519)………………………………………
闽楠人工林细根寿命及其影响因素 郑金兴,黄锦学,王珍珍,等 (7532)…………………………………………
旅游交通碳排放的空间结构与情景分析 肖摇 潇,张摇 捷,卢俊宇,等 (7540)……………………………………
北京市妫水河流域人类活动的水文响应 刘玉明,张摇 静,武鹏飞,等 (7549)……………………………………
膜下滴灌技术生态鄄经济与可持续性分析———以新疆玛纳斯河流域棉花为例
范文波,吴普特,马枫梅 (7559)
…………………………………
…………………………………………………………………………………
高温胁迫及其持续时间对棉蚜死亡和繁殖的影响 高桂珍,吕昭智,夏德萍,等 (7568)…………………………
桉树枝瘿姬小蜂虫瘿解剖特征与寄主叶片生理指标的变化 吴耀军,常明山,盛摇 双,等 (7576)………………
西南桦纯林与西南桦伊红椎混交林碳贮量比较 何友均,覃摇 林,李智勇,等 (7586)……………………………
长沙城市森林土壤 7 种重金属含量特征及其潜在生态风险 方摇 晰,唐志娟,田大伦,等 (7595)………………
专论与综述
城乡结合部人鄄环境系统关系研究综述 黄宝荣,张慧智 (7607)…………………………………………………
陆地生态系统碳水通量贡献区评价综述 张摇 慧,申双和,温学发,等 (7622)……………………………………
期刊基本参数:CN 11鄄2031 / Q*1981*m*16*380*zh*P* ￥ 70郾 00*1510*38*
室室室室室室室室室室室室室室
2012鄄12
封面图说: 麋鹿群在过河———麋鹿属于鹿科,是中国的特有动物。 历史上麋鹿曾经广布于东亚地区,到 19 世纪时,只剩下在北
京南海子皇家猎苑内一群。 1900 年,八国联军攻陷北京,麋鹿被抢劫一空。 1901 年,英国的贝福特公爵用重金从
法、德、荷、比四国收买了世界上仅有的 18 头麋鹿,以半野生的方式集中放养在乌邦寺庄园内,麋鹿这才免于绝灭。
在世界动物保护组织的协调下,1985 年起麋鹿从英国分批回归家乡,放养到北京大兴南海子、江苏省大丰等地。 这
是在江苏省大丰麋鹿国家级自然保护区放养的麋鹿群正在过河。
彩图提供: 陈建伟教授摇 北京林业大学摇 E鄄mail: cites. chenjw@ 163. com
第 32 卷第 23 期
2012 年 12 月
生 态 学 报
ACTA ECOLOGICA SINICA
Vol. 32,No. 23
Dec. ,2012
http: / / www. ecologica. cn
收稿日期:2012-02-29; 　 　 修订日期:2012-11-10
∗通讯作者 Corresponding author. E-mail: wanggx@ imde. ac. cn
DOI: 10. 5846 / stxb201202290273
常娟, 王根绪,高永恒,王一博.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.生态学报,2012,32(23):7289-7301.
Chang J,Wang G X,Gao Y H,Wang Y B. Impacts of snow cover change on soil water-heat processes of swamp and meadow in Permafrost Region, Qinghai-
Tibetan Plateau. Acta Ecologica Sinica,2012,32(23):7289-7301.
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
常　 娟1, 王根绪2,∗,高永恒2,王一博1
(1. 兰州大学资源与环境学院,兰州　 730000; 2. 中国科学院成都山地灾害与环境研究所,成都　 610041)
摘要:有无积雪覆盖下浅层土壤水热过程是青藏高原多年冻土区水能循环中的一个重要不确定因素。 为了研究积雪覆盖对高
寒沼泽、草甸浅层土壤水热过程的影响,在青藏高原多年冻土区选择了典型的有无积雪覆盖的沼泽、草甸建立观测场,观测浅层
土壤的温度和水分状况。 通过分别研究积雪对高寒沼泽、草甸浅层土壤温度和水分的影响,结果表明:高寒沼泽、草甸在有积雪
覆盖下浅层土壤开始冻结和消融的时间都有所滞后,且冻结持续时间相应有所增加。 由于积雪覆盖,浅层土壤温度变化速率略
有减小而水分变化速率略有增加,积雪起到了抑制土壤温度变化速率和促进土壤水分变化速率的作用。 积雪覆盖对秋季冻结
过程和夏季融化过程浅层土壤的温度和水分的影响明显大于冬季冻结降温过程和春季升温过程,且对融化过程的影响较冻结
过程明显。 通过对比分析有无雪盖沼泽和草甸土壤,说明积雪的覆盖对沼泽土壤温度的影响要大于草甸土壤,对土壤水分融升
过程的影响大于冻降过程,且对沼泽浅层土壤的影响大于草甸浅层土壤。
关键词:青藏高原;多年冻土;积雪;沼泽;草甸;浅层土壤;水热过程
Impacts of snow cover change on soil water-heat processes of swamp and meadow
in Permafrost Region, Qinghai-Tibetan Plateau
CHANG Juan1,WANG Genxu2,∗,GAO Yongheng2,WANG Yibo1
1 College of Resources and Environment, Lanzhou University, Lanzhou,730000, China
2 Institute of Mountain Hazard and Environment, Chinese Academy of Science, Chengdu 610041, China
Abstract: The average altitude of Tibetan Plateau is over 4000 m above sea level with vast areas of permafrost. The
interaction between permafrost and the atmosphere is realized by the dynamic water-heat process within the active layer. The
snowy condition on the earth surface directly impacts on the variations of the thickness of the active layer and the annual
mean soil temperature in the permafrost area. Thus, the shallow soil water-heat process with or without snow cover is a very
important uncertain factor in the water and energy circulation processes of the permafrost areas in Tibetan Plateau. In typical
alpine meadow and swamp, the active soil moisture and temperature at different depth of layer were observed to reveal the
influences of the snow cover changes on the soil water-heat processes. The results show that the thawing and freezing
started-time of active soil were later and the duration of freezing were longer with snow cover than that without snow both in
alpine meadow and swamp areas. With the snow cover, the active soil temperature variation rate decreased while the soil
moisture variation rate increased. The snow cover plays important roles in restraining the soil temperature change and b
accelerating the moisture change in active soil layer. The impacts of snow cover on soil temperature and moisture are greater
in autumn and summer than that in winter and spring, and the influence is more dominant in melting process than in
freezing process. Snow cover results in reducing the annual maximum soil temperature and rising the annual minimum soil
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temperature in alpine swamp. On the contrary, both the annual maximum and minimum soil temperature increase under
snow cover in alpine meadow. By comparing the temperature differences between the annual maximum and minimum
temperature of swamp and meadow soil with or without snow cover, it shows that the snow cover has greater influence on
swamp soil temperature than on meadow soil. Some parameters, such as time of melting (Ts), duration of melting and
increasing (Tr), the range of soil moisture content increasing (驻Ws), time of freezing (Td) , duration of freezing (Tz)
and the range of soil moisture content falling (驻Wd), were selected to objectively reflect the influence of snow cover on soil
moisture during the freezing process. The results show that the snow cover has more influence on soil moisture in melting
and rising process than that in freezing and falling process, and has a more influence on swamp soil moisture than on
meadow soil.
Key Words: Qinghai鄄Tibetan Plateau; permafrost; snow; swamp; meadow; active soil; water鄄heat process
青藏高原约占我国陆地面积的四分之一,平均海拔在 4000 m以上,广泛发育着多年冻土和季节冻土,是
世界上海拔最高、地形最复杂的高原冻土区。 正是由于其特殊的地理位置及其地貌特征,使其在全球气候变
化等方面扮演着重要的角色[1]。 在青藏高原区,冻土是随着自然气候的波动在雪盖、高原植被、地表水、地下
水和地质构造及地貌的形成演化等地理、地质因素共同作用下的结果[2],是通过活动层、雪盖、植被与大气相
互作用而形成发展的,多年冻土与大气之间的相互作用则主要是通过活动层中的水热动态变化过程来实现
的[3]。 地表的植被、积雪、土质等条件直接影响多年冻土区活动层的厚度,年平均地温等的变化,地表植被与
水分等条件与多年冻土的发生和发展是一个相互依存、相互发展的关系[3]。
积雪对土壤温度的影响是由它对土壤表面各种热交换过程的影响组成。 积雪可增大地表的反射率,减少
辐射能的吸收,使雪面温度比气温低[4]。 由于积雪是热的不良导体,热导率低,冬季可防止土壤热量散逸,使
土壤温度高于气温;春季气温回升时,则阻碍土壤增温,使土壤温度回升时间滞后。
对于积雪的保温作用,国外做了大量的研究工作。 Brown[5]认为雪盖的变化所引起的土壤温度变化远大
于植被覆盖所造成的影响。 Shanley[6]指出冻结深度与雪层厚度成反比。 Goodrich[7]通过数值模拟表明,积雪
的有无和厚度的深浅都对地面温度和冬季冻结深度有重要的影响。 国内也有相关的研究。 戴竞波等[8]研究
认为,在一定厚度的积雪覆盖下,地温曲线趋于缓和、日温差小;而在没有雪盖时,日温差大,雪有良好的保温
作用。 张廷军等[9]研究认为,不稳定的积雪主要起降温作用;稳定积雪形成越早,则其保温作用愈明显。 积
雪是气候系统的重要组成部分,它们的“易变性冶构成了气候系统的不稳定因素。 气候变化归根结底是气候
系统水热平衡的改变,积雪恰好是反映水热变化的一个综合指标和灵敏的指示器[10]。 植被和积雪是两种影
响冻土活动层水热状态最为重要的地表覆被类型,以前大多研究关注了积雪或是植被单要素作用,积雪与植
被覆盖变化对活动层土壤水热动态的协同影响研究较少。 本次研究就是要探索不同植被覆盖下积雪变化对
土壤水热过程的差异性影响,而高寒草甸和高寒沼泽是青藏高原多年冻土区分布面积较大、生态意义最为突
出的两类高寒草地类型。 通过分析研究青藏高原这两种典型的草地类型在积雪变化下的土壤水热过程,了解
基于积雪和植被协同影响对高寒生态系统冻土活动层土壤水热过程,为全球变化下青藏高原脆弱的生态系统
未来的变化趋势和驱动因素提供科学的依据和理论支持。 本文通过在青藏高原长江源区风火山流域高寒沼
泽、草甸区建立观测场,观测多年冻土区在有、无积雪覆盖条件下地温和水分状况,研究青藏高原多年冻土区
积雪对高寒沼泽、草甸土壤的水热过程的影响。
1摇 研究区概况及研究方法
1. 1摇 研究区概况
风火山试验区位于长江源区北麓河流域,隶属青海省玉树藏族自治州曲麻莱县境内,属于典型的多年冻
土区,高寒沼泽、草甸发育典型。 研究区海拔 4680—5360 m,属于青藏高原干旱气候区,年平均气温-5. 2 益,
极端最高气温 23. 2 益,极端最低气温-37. 7 益,年平均降雨量 290. 9 mm,年平均蒸发量 1316. 9 mm,相对湿
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度平均为 57% ,年平均地温-1. 5—4. 0 益,多年冻土厚度为 50—120 m,活动层厚度 0. 8—2. 5 m。
沼泽草甸(34毅43. 816忆N,92毅53. 506忆E),海拔 4778 m;高寒草甸(34毅43. 682忆N, 92毅53. 697忆E),海拔
4766 m。 两种样地均属多年冻土区,沼泽草甸植被群落主要以藏嵩草(Kobresia tibetica)、羊茅(Festucasp)、青
藏苔草(Carex atrofusca)和矮火绒草(Leontopodium leontopodioides)等高寒植物为主;高寒草甸植被群落主要以
高山嵩草(Kobresiapygmaea),矮嵩草(K. humilis)和线叶嵩草(K. capilifolia)等为主。
1. 2摇 研究方法
在风火山试验区,分别建立两组观测场,其中分别观测在有、无积雪覆盖下的高寒沼泽(植被覆盖度 86%
左右)和高寒草甸(植被覆盖度 84%左右)的地温和土壤水分。 其中有雪组在雪栅栏(高 1. 8 m)下风处 5m平
行于雪栅栏设置 3 个观测点(各个观测点相距 5 m,雪栅栏总长 20 m),有雪期(从当年秋冬季降雪开始至翌
年 4、5 月份开始逐渐融化)观测点平均雪盖厚度>15 cm;无雪组设在雪栅栏影响降雪漂移轨迹之外,距雪栅
栏 20 m远的地区,与有雪组观测点平行,每隔 5 m取一个观测点,共设置 3 个。 每个观测点开挖竖直剖面,分
别在 5、10、15 cm深度埋设地温观测探头和水分观测仪,从 2009 年 10 月份开始到 2011 年 8 月份,每隔 3 h各
点观测 1 次,取平均值作为当天的温度、水分数据。
其中土壤温度的采集采用中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室研制的热敏
电阻传感器,用美国 Fluke公司生产的万用表(Fluke180 系列)读取电阻值,计算土壤温度。 传感器的适用范
围为-40—50 益,系统精度为依0. 02 益 [10]。 土壤含水量的采集采用荷兰 Eijkelamp 公司生产的频域反射仪
(FDR),利用电磁脉冲原理,根据电磁波在介质中传播频率来测量土壤的表观介电常数,从而计算土壤体积
含水量,系统精度为依2% [10]。 FDR所测得的土壤水分主要指土壤中未冻水的体积含水量,因此在之后的分
析中,土壤水分指的是未冻水含水量,而不包括含冰量。 地温数据和水分数据是同步观测的,本文主要对这些
地温水分数据进行分析,来研究积雪覆盖下浅层土壤中的水热过程。 其中,土壤热状况用地温来反映,本文利
用等温线图来表示等温线在土壤深度的最大值,用以反映土壤的热量状况。
2摇 实验结果与数据分析
2. 1摇 积雪覆盖对高寒沼泽、草甸浅层土壤冻融过程的影响
以每日测量土壤的温度开始持续<0 益时开始记为土壤的冻结日期,以每日土壤温度开始持续>0 益时开
始记为土壤的消融日期[11],得到高寒沼泽和草甸在有无积雪覆盖的条件下浅层土壤开始冻结日期、开始消融
日期以及土壤的持续冻结时间,见表 1(取土壤开始冻结时 2009鄄 10—2010鄄 9整个过程年)。 根据土壤的冻融
过程中水热状况的不同特性及表 1 的相关数据,这里可将高寒沼泽、草甸浅层土壤的年际变化过程分为以下
4 个阶段,即为夏季融化过程(简记 ST)(5 月初—10 月中旬):土壤剖面处于消融状态的阶段;秋季冻结过程
(简记 AF)(10 月中旬—下旬):土壤剖面正在冻结的阶段;冬季降温过程(简记 WC)(11 月初—1月中旬):
土壤剖面冻结后的持续降温过程;春季升温过程(简记 SW) [11](1 月中旬—5月中旬):土壤剖面冻结,地温降
至最低后的持续升温阶段。
从表 1 可以看出,积雪覆盖对浅层土壤开始冻结过程、开始融化过程的时间以及冻结持续时间是有影响
的。 无论是高寒沼泽还是高寒草甸,浅层土壤开始冻结过程时间大都在 10 月 13 日和 14 日,并且在有无积雪
覆盖条件下高寒沼泽和草甸浅层土壤开始冻结过程表现岀一致性。 在观测土壤 5、10、15 cm深度处有积雪覆
盖的浅层土壤开始冻结过程时间都比没有积雪覆盖下的浅层土壤的开始冻结过程时间滞后了 1 d,但在同样
覆盖条件(有积雪、无积雪覆盖)下浅层土壤的开始冻结过程时间在不同土壤深度上没有差异。 土壤开始消
融过程时间出现在 5 月上旬和下旬,高寒沼泽和草甸的浅层土壤在有积雪覆盖的条件下土壤开始消融过程的
时间分别比在没有积雪覆盖的情况下延迟了 3—13 d、7—8 d,并且在两种覆盖条件(有积雪、无积雪覆盖)下,
观测深度 5、10、15 cm处土壤开始消融过程时间都随着土壤深度的增加有滞后的趋势。 其中,沼泽土壤在消
融过程中随深度的滞后时间是 13、4 d和 3、6 d;草甸土壤在消融过程中随深度的滞后时间是 1 天。 另外,草
甸土壤不同深度土壤消融时间都比沼泽土壤消融时间滞后,其中无积雪覆盖下滞后约 2—4 d,有积雪覆盖下
1927摇 23 期 摇 摇 摇 常娟摇 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 摇
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约滞后 2—10 d。 浅层土壤的冻结持续时间由于积雪覆盖的影响有增加的趋势,并且随着土壤深度的减小有
缩短的倾向。 在同样覆盖条件(有积雪、无积雪覆盖)下,高寒草甸比沼泽的浅层土壤开始融化过程时间要延
迟 2—10 d。 此外,高寒沼泽、草甸在有无积雪覆盖的条件下土壤从 5 cm深度冻结到 15 cm 深度的时间基本
一致;同样在有无积雪覆盖条件下,高寒沼泽、草甸浅层土壤从 5 cm 深度融化到 15 cm 深度的时间有增加的
趋势,特别是高寒沼泽,其土壤融化时间随深度的加深增加明显。
表 1摇 有无积雪覆盖下高寒沼泽、草甸浅层土壤冻结消融起始日期及冻结时间
Table 1摇 The thawing start date,the freezing start date and the frozen duration (day) of the shallow soil of alpine swamp and meadow with or
without snow cover
土地类型
Land type
项目
Item
观测点深度 Observation depth / cm
5
积雪
Snow
无积雪
Without snow
10
积雪
Snow
无积雪
Without snow
15
积雪
Snow
无积雪
Without snow
沼泽 冻结起始日期 10鄄14 10鄄13 10鄄14 10鄄13 10鄄13 10鄄20
草甸 The freezing start date / (月鄄日) 10鄄14 10鄄13 10鄄14 10鄄13 10鄄13 10鄄14
沼泽 消融起始日期 04鄄28 05鄄05 05鄄11 05鄄08 05鄄15 05鄄02
草甸 The thawing start date / (月鄄日) 05鄄17 05鄄09 05鄄17 05鄄10 05鄄17 05鄄10
沼泽 冻结持续时间 196 204 210 207 214 194
草甸 The frozen duration / d 215 208 215 209 216 208
以上分析表明,高寒沼泽、草甸浅层土壤开始冻结过程时间由于积雪覆盖的影响有滞后的倾向;而开始消
融过程时间随着土壤深度的增加有滞后的趋势,并且由于积雪覆盖其开始消融过程的时间有所延迟;浅层土
壤持续冻结时间随着土壤深度的减小有缩短的倾向,但在积雪覆盖的影响下有增加的趋势。
2. 2摇 积雪覆盖对高寒沼泽浅层土壤水热过程的影响
(1)积雪覆盖对高寒沼泽浅层土壤温度的影响
土壤温度变化过程体现了土壤能量状况的变化过程,有无积雪覆盖下高寒沼泽浅层土壤温度年内变化过
程(之前分为 AF、WC、SW、ST四个阶段)见图 1。
在秋季冻结阶段(AF),土壤浅层接受太阳短波辐射小于放射的长波辐射,浅层土壤因有净的能量支出而
降温,土壤温度随着深度的增加而升高[11]。 从图 2 可以看出,在没有积雪覆盖的高寒沼泽浅层土壤中,浅层
土壤的温度随着深度的增加而升高。 而在有积雪覆盖的情况下,土壤温度从 5 cm到 10 cm深度有所降低,从
10 cm到 15 cm深度又有轻微的回升。 在土壤冻结前,5、10 cm和 15 cm深度处,有积雪覆盖的土壤温度都要
低于无积雪覆盖的土壤;而在土壤冻结后,有积雪覆盖的土壤温度都比无积雪覆盖的土壤温度略高,这是由于
积雪的保温作用导致的。 从整个土壤冻结过程来看,在同一深度有积雪覆盖的土壤与无积雪覆盖的土壤相比
温度变化要小。 特别在 5 cm深度 10 月 23 日开始急剧降温,无积雪覆盖的土壤温度下降速率与有积雪覆盖
的相比要大。 而在 10 cm与 15 cm深度出现急剧降温分别是 10 月 24 日和 10 月 25 日,分别滞后了 1、2 d,降
温速率特征与 5 cm深度处的一致,无积雪覆盖的地温变化速率要大于有积雪覆盖的土壤温度。 总体来看,有
积雪覆盖的高寒沼泽浅层土壤不同深度土壤平均降温速率小于无积雪覆盖的土壤,积雪对土壤起到了保温
作用。
在冬季降温阶段(WC),当浅层土壤完全冻结后,无论有无积雪覆盖条件下土壤温度都开始急剧降低,之
后出现了一个缓慢的降温过渡期,使土壤温度最终降到最低,这个降温过程一直持续到 1 月中旬。 从图 1 可
以看出,在 100 d附近(2011 年 1 月左右)土壤到达最低温度,无积雪覆盖的土壤等温线最低达到-14 益,有积
雪覆盖的土壤等温线最低到-13 益,并且最低等温线都出现在 10 cm 深度处。 在整个降温过程中来看,有无
积雪覆盖浅层土壤不同深度的降温速率基本一致,由于积雪的保温作用,有积雪覆盖的土壤温度都要略高于
无积雪覆盖的土壤。
在春季升温阶段(SW),当浅层土壤温度由最低值开始升高时,总体表现为线性增加的趋势,并且土壤温
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图 1摇 有无积雪覆盖下高寒沼泽浅层土壤温度年内变化过程
Fig. 1摇 The annual change process of shallow soil temperature of alpine swamp with or without snow cover
图 2摇 有无积雪覆盖下高寒沼泽浅层土壤秋季冻结过程温度变化
Fig. 2摇 The temperature variation during freezing process in autumn of shallow soil of alpine swamp with or without snow cover
度的升高速率与冬季降温过程土壤温度的降低速率相比略小。 从 3 月底开始(图 1,第 160 天开始)有无积雪
覆盖的土壤在不同深度都出现了一个短暂的地温急剧回升期。 这主要是由于此时期是土壤能量传递方向发
生转化的时期,地表接收的太阳辐射开始转变为大于地表发射的长波辐射。 从整个升温过程来看,无论有无
积雪覆盖浅层土壤不同深度地温的回升过程基本一致,有积雪覆盖的土壤地温在浅层略高一些。 从图 1 可以
看出,有积雪覆盖的土壤 0 益等温线出现在 190—200 d,而无积雪覆盖的土壤 0 益等温线出现在 200—210 d
左右。 也就是说,在春季升温阶段有积雪覆盖的土壤浅层较无积雪覆盖的土壤提前 10 天温度回升到 0 益,这
主要是由于积雪的覆盖阻挡了土壤散热,起到了保温的作用。
在夏季融化阶段(ST),土壤完全消融后,因湿度较大,吸收太阳辐射的能力加强,地表反照率较小,使地
表接收的太阳短波辐射大于地表放射的长波辐射,浅层土壤因有净的能量收入而温度升高[11],土壤温度从地
面开始向下随深度的增加而逐渐降低,无论有无积雪覆盖,不同深度的土壤都经历一个温度增加到最高值,之
后开始降低到 0 益的过程。 如图 3,高寒沼泽浅层土壤 4—6月份温度变化曲线,在 4 月份土壤开始升温到完
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全融化 5 cm处有雪盖的土壤温度高于无雪盖的,这主要由于积雪的保温作用使得土壤表层热量散失小于无
雪盖的土壤。 而在 10、15 cm处无雪盖的地温要高于有雪盖的,这和沼泽草甸自身的因素密切相关。 高寒沼
泽在地表 10 cm以下,土壤有机质含量增高,土壤含水量增大,阻止了一部分热量下土壤下部的传输,导致向
下传输的热量减小。 特别在土壤融化期,深层土壤含水量邹增,使得地温降低。 对于有雪盖的沼泽土壤,积雪
反照率高,加之自身的升华作用吸热,使得土壤热量向下传输的更少,从而导致 10 cm以下土壤温度有雪盖得
低于无雪盖的。
图 3摇 有无积雪覆盖下高寒沼泽浅层土壤 4-6 月温度变化
Fig. 3摇 The temperature variation of shallow soil of alpine swamp with or without snow cover from April to June
(2)积雪覆盖对高寒沼泽浅层土壤水分的影响
高寒沼泽浅层土壤水分变化过程反映了土壤的干湿状况,是地气系统水循环中的重要组成部分。 有无积
雪覆盖下不同深度土壤水分变化过程(包括 AF、WC、SW、ST四个阶段)见图 4。 从图中看出,土壤水分变化显
著,在有无积雪覆盖条件下浅层土壤不同深度都存在一个低含水时期和一个高含水时期。
在秋季冻结过程(AF),如图 4 无论有无积雪覆盖浅层土壤水分含量都经历一个土壤冻结初期水分缓慢
减小和土壤冻结末期水分急剧减小期。 土壤冻结初期水分缓慢减小,在 5、10 cm和 15 cm深度有积雪覆盖土
壤水分含量要高于无积雪覆盖土壤。 土壤冻结末期水分迅速减小,5 cm 深度土壤与 10、15 cm 相比较,在时
间上分别提前了 2 d和 4 d,且水分减小速率也比 10、15 cm深度土壤大。 从土壤表层到 15 cm深度,有积雪覆
盖的高寒沼泽浅层土壤水分、水分梯度都比没有积雪覆盖的土壤大。 有积雪覆盖的土壤在 10 cm与 15 cm深
度水分减小速率比无积雪覆盖的土壤略高;但是,随着土壤深度的增加,水分减小速率有减缓的趋势。 也就是
说在秋季土壤冻结过程末期,经历了整个冻结过程后土壤水分含量随着深度的增加有升高的趋势。 另外,无
积雪覆盖的土壤水分含量高于积雪覆盖的土壤,且随着深度的增加表现也越明显。 这主要是由于水分观测仪
记录的是土壤中未冻水(液态水)的含量,在本阶段末期,水分观测仪记录的数值代表土壤完全冻结前其未冻
水的含量。 秋冬季土壤冻结是从表层与深层(60 cm深度)开始向中部的双向冻结,土壤水分向着温度相对较
低的表层与深层迁移[12],由于无积雪覆盖的土壤温度低于有积雪覆盖的土壤,其土壤冻结过程所用时间与有
积雪覆盖土壤相比要少,其土壤中的一部分水分还没有向表层与深层迁移就已经冻结,导致此时期无积雪覆
盖的土壤含水量高于有积雪覆盖的土壤。
在夏季融化过程(ST),从图 4 可以看出,与秋季冻结过程相对应,有无积雪覆盖的浅层土壤水分含量都
经历一个水分急剧增加期和水分上下波动期。 在水分急剧增加期,5 cm 深度的土壤水分含量比 10、15 cm 深
度土壤开始急剧增加时间提前 5—8 d,且水分升高的速率与 10、15 cm深度相比也略高。 从图中还可看出,在
5 月底 6 月初时有雪盖的土壤水分含量在不同深度继续急剧升高,明显高于无积雪的土壤。 这是由于此阶段
气温回升使地表覆盖的积雪开始融化,雪水渗入土壤,土壤含水量急剧增大。 在 6—8月份,有无雪盖的浅层
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土壤 5、15 cm深度处水分含量要高于 10 cm深度,从前面分析的沼泽土壤温度变化可知,越靠近地表土壤温
度越高,从融雪水的下渗角度分析,土壤中的未冻水沿着温度降低的方向迁移,迁移量的大小随温度梯度的增
大而增加[13]。 土壤表层温度不利于下渗,10 cm处向深层下渗相对快于 15 cm处向深层下渗,从而导致 10 cm
处土壤水分含量低。 从前面分析的土壤温度变化可知,积雪消融后有雪盖的土壤温度梯度大于无雪盖的土
壤,从而导致有雪盖的土壤水分含量在 10、15 cm处明显大于无雪盖的土壤水分含量。
在冬季降温过程(WC)与春季升温过程(SW)中,浅层土壤冻结后,土壤中液态水含量很小,此时期土壤
与大气的水汽交换主要在土壤表层以升华等形式进行[14],且交换量很小,从图 4 可以看出,这两个阶段在有
无积雪覆盖条件下不同深度土壤水分含量整体上趋于平缓。 因此,本文只对土壤冻结前和消融后的水分含量
进行对比分析。 通过对 1 年的数据进行分析,浅层土壤消融后的含水量基本上与冻结前的含水量相同。 无积
雪覆盖的浅层土壤不同深度土壤冻结前含水量与消融后含水量的差值为正值,范围在 0—5% ;有积雪覆盖的
浅层土壤不同深度土壤冻结前含水量与消融后含水量的差值大都为负值,存在个别正值接近于零。 说明由于
积雪的影响,浅层土壤水汽交换量减少,积雪的覆盖有利于土壤水分的维持。
图 4摇 有无积雪覆盖下高寒沼泽浅层土壤水分变化过程
Fig. 4摇 The shallow soil moisture change process of alpine swamp with or without snow cover
2. 3摇 积雪覆盖对高寒草甸浅层土壤水热过程的影响
(1)积雪覆盖对高寒草甸浅层土壤温度的影响
同高寒沼泽浅层土壤类似,高寒草甸浅层土壤有无积雪覆盖下地温变化过程分为 AF、WC、SW、ST 四个
阶段,见图 5。
在秋季冻结阶段(AF),浅层土壤因有净的能量支出而降温,土壤温度随着深度的增加而升高。 从图 6 可
以看出,在冻结过程中没有积雪覆盖的高寒草甸浅层土壤,温度随着深度的增加而升高。 而在有积雪覆盖的
情况下,在冻结初期土壤温度从 5 cm到 15 cm深度基本上没有变化;在冻结末期土壤温度随着深度的增加有
所升高。 在 5 cm与 10 cm深度,有积雪覆盖的土壤温度略高于无积雪覆盖的土壤,而在 15 cm 处,有积雪覆
盖的土壤温度在整个冻结过程都比无积雪覆盖的土壤温度低。 从整个土壤冻结过程来看,在同一深度有积雪
覆盖的土壤与无积雪覆盖的土壤相比温度变化要小。 在 10 月 23 日 5 cm 处土壤开始迅速降温,无积雪覆盖
的土壤温度下降速率与有积雪覆盖的相比要大。 而在 10 cm 与 15 cm 深度出现急剧降温分别是 10 月 25 日
和 10 月 27 日,分别滞后了 2 d和 4 d,降温速率特征与 5 cm深度处的一致,无积雪覆盖的地温变化速率要大
于有雪盖的土壤温度。 总体来看,有积雪覆盖的高寒草甸浅层土壤不同深度土壤平均降温速率都要小于无雪
盖的土壤,这是由于积雪的保温作用导致的。
在冬季降温阶段(WC),从图 5 可以看出,浅层土壤完全冻结后,土壤温度开始急剧降低,之后出现一个
相对缓慢的降温过渡期,使土壤温度降到最低,这与之前分析的高寒沼泽土壤降温过程类似。 从图 5 可以看
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图 5摇 有无积雪覆盖下高寒草甸浅层土壤温度年内变化过程
Fig. 5摇 The annual temperature variation process of shallow soil of alpine meadow with or without snow cover
图 6摇 有无积雪覆盖下高寒草甸浅层土壤秋季冻结过程温度变化
Fig. 6摇 The temperature variation during autumn freezing process of shallow soil of alpine meadow with or without snow cover
出,在 100 d附近(2011 年 1 月左右)土壤到达最低温度,无积雪覆盖的土壤-13 益等温线未闭合,而有积雪覆
盖的土壤等温线到最低温度-13 益是闭合,并且最低等温线出现在 10 cm 深度处,说明有雪盖的土壤温度略
高于无雪盖的土壤温度。 从整个降温过程中来看,有无积雪覆盖下,土壤不同深度的降温速率基本一致。 过
程中,由于积雪的保温作用,有积雪覆盖的土壤温度要略高于无积雪覆盖的土壤。 无论有无积雪覆盖土壤温
度还表现出随着深度的增加逐渐升高的趋势。
在春季升温阶段(SW),从图 5 可以看出,草甸浅层土壤由最低温度开始升高时,与沼泽土壤升温表现出
相同的特性:地温回升呈线性增加的趋势,土壤温度升高速率与冬季降温过程地温的降低速率略小,在 3 月下
旬有无积雪覆盖的土壤在不同深度都出现了一个短暂的地温急剧回升期。 在此阶段,无论有无积雪覆盖浅层
土壤不同深度地温的回升过程基本一致,有积雪覆盖的土壤地温高于无积雪覆盖的土壤温度 1 益左右,这主
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要是由于积雪的保温作用,阻挡了土壤热量的散失。
在夏季融化阶段(ST),浅层土壤吸收的能量多于发散的能量,土壤温度随着深度的增加而逐渐降低,无
论有无积雪覆盖,不同深度的土壤都达到一个温度增加的最高值,之后又开始降温过程,其中升温速率与降温
速率大致相同。 从图 5 中可看出,在 200 d(4 月底)时无雪盖的土壤温度在-1 益,而有雪盖的草甸土壤温度
在 1 益,说明无雪盖的土壤温度低于有雪盖的土壤,有雪盖的草甸土壤解冻早于无雪盖的。 在 200 d(4 月底)
到 250 d(6 月中)无论有无积雪覆盖土壤的升温速率大致相同,都比较缓慢。 此时到 300 d(7 月底),无雪盖
的土壤温度上升速率要高于有雪盖的土壤,从图中可知有雪盖的土壤在此期间地温由 1 益升高到最高 10 益,
无雪盖的土壤由-1 益升高到最高 10 益,有、无雪盖条件下升温差为 2 益。 如图 7 为 46 月各层地温变化曲
线,从图中可看出 4 月份土壤开始升温,最初由于积雪的保温作用,有雪盖的草甸土壤地温要高于无雪盖的,
大概到 4 月底时二者的地温开始逐渐接近,经过 5 月份的过渡期到 6 月份有雪盖的高寒草甸地温已经低于无
雪盖的地温了,也就是说这个阶段积雪由 4 月份之前对土壤起的保温作用转变成为对土壤的制冷作用[15鄄16]。
图 7摇 有无积雪覆盖下高寒草甸浅层土壤 4—6月温度变化
Fig. 7摇 The temperature variation of shallow soil of alpine meadow with or without snow cover from April to June
(2)积雪覆盖对高寒草甸浅层土壤水分的影响
有无积雪覆盖下高寒草甸浅层土壤不同深度水分变化过程(包括 AF、WC、SW、ST 四个阶段)见图 8。 从
图中看出,土壤水分随时间变化显著,有无积雪覆盖条件下浅层土壤不同深度都存在一个平稳低含水时期和
一个波动高含水时期。 图 8 与图 4 相比较,二者的图形变化趋势大致相同,一个年周期中都有一个冬季的低
含水时期和夏季的高含水时期。
在秋季冻结过程(AF),如图 8,无论有无积雪覆盖不同深度土壤水分含量都经历一个土壤冻结初期水分
缓慢减小和土壤冻结末期水分迅速减小期,这与沼泽浅层土壤冻结过程相似。 土壤冻结初期水分缓慢减小,
在 5 cm和 15 cm深度有积雪覆盖的土壤水分含量略低于无积雪覆盖土壤,在土壤冻结末期水分迅速减小,5
cm深度土壤与 10、15 cm相比较,在时间上分别提前了 5 d和 8 d。 在冻结过程末期,浅层土壤水分含量大都
在 10%附近,且随着深度的增加水分有减小的趋势。
在夏季融化过程(ST),从图 8 可以看出,与秋季冻结过程相对应,在有无积雪覆盖下浅层土壤水分含量
都经历一个水分急剧增加期和水分上下波动期。 在水分急剧增加期,5 cm 深度的土壤水分含量比 10、15 cm
深度土壤开始急剧增加时间提前 3—10 d,且水分升高的速率与 10、15 cm深度相比也略高。 有雪盖的草甸土
壤在 5 月份又出现了一个水分含量急剧升高期,这是由于此阶段气温回升使地表覆盖的积雪开始融化,雪水
渗入土壤,土壤含水量急剧增大。 水分含量上下波动期,无积雪覆盖的浅层土壤在 5、10 cm 水分含量低于有
积雪覆盖的土壤,15 cm 水分高于有雪盖的草甸土壤;无雪盖的土壤从地表到 15 cm 深度水分含量有逐渐升
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高的趋势。
冬季降温过程(WC)与春季升温过程(SW),这个时期浅层土壤冻结,土壤中液态水含量很小,直到第二
年地温回升,被冻结的固态水融化。 从图 8 可以看出,这两个阶段在有无积雪覆盖条件下草甸浅层土壤水分
含量整体上趋于平缓,这与沼泽浅层土壤此时期的特性一致。 因此,同样对草甸土壤冻结前和消融后的水分
含量进行对比分析表明:浅层土壤消融后的含水量基本上与冻结前的含水量相同;无积雪覆盖的浅层土壤不
同深度土壤冻结前含水量与消融后含水量的差值为正值,范围在 0—7% ;有积雪覆盖的浅层土壤不同深度土
壤冻结前含水量与消融后含水量的差值大都为负值,存在个别正值,但其差值都在零附近。 说明由于积雪的
影响,浅层土壤水汽交换量减少,积雪的覆盖有利于土壤水分的维持。
图 8摇 有无积雪覆盖下高寒草甸浅层土壤水分变化过程
Fig. 8摇 The change process of shallow soil moisture of alpine meadow with or without snow cover
3摇 讨论
3. 1摇 积雪对高寒沼泽和草甸浅层土壤温度的不同作用
通过之前的分析可知,在土壤降温阶段和冻结阶段有雪盖的土壤温度都要比无雪盖的土壤温度略高,温
度的变化率略小。 当达到最低温度时有雪盖的地温也要高于无雪盖的地温,其中沼泽土壤在 5、10、15 cm 深
度处差值分别为 0. 66、0. 44、1. 44,草甸土壤差值分别为 0. 68、0. 4、0. 06。 从表 2 可看出,土壤最低温时地温
随深度的增加而升高,有雪盖的沼泽土壤在 5—10 cm之间温度梯度要小于无雪盖的土壤;有雪盖的草甸土壤
5—10 cm与 10—15 cm之间温度梯度都要小于无雪盖的土壤,并且随着深度的增加温度梯度增大,说明了积
雪对地表的保温作用。
表 2摇 有无雪盖下高寒沼泽、草甸浅层土壤年内最低、最高温度梯度
Table 2摇 The annual minimum and maximum temperature gradient of alpine swamp and meadow shallow soil with or without snow cover
参数
Parameter
最低温时
The minimum temperature
有雪盖
Snow
无雪盖
Without snow
最高温时
The maximum temperature
有雪盖
Snow
无雪盖
Without snow
沼泽 Swamp 5—10 cm -0. 22 -0. 44 0. 76 0. 72
10—15 cm -1. 3 -0. 3 0. 45 0. 59
草甸 Meadow 5—10 cm -0. 42 -0. 69 0. 64 0. 09
10—15 cm -0. 69 -1. 16 0. 32 0. 89
在土壤升温阶段和融化阶段,同样有雪盖的地温要略高,地温变化率略小。 在夏季积雪完全融化,土壤出
现最高温度,有雪盖的草甸土壤温度高于无雪盖的,其在 5、10、15 cm深度处差值分别为 0. 78、0. 23、0郾 8;而有
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雪盖的沼泽土壤温度低于无雪盖的,差值分别为-0. 46、-0. 5、-0. 36。 从表 2 可看出,此时地温随着土壤深度
的增加而降低,由于积雪在夏季完全融化,沼泽土壤有无积雪覆盖下温度梯度无明显差异,且都随深度的增加
温度梯度减小。 草甸土壤有雪盖的土壤温度梯度随深度降低,而有雪盖的土壤温度梯度随深度升高。
通过用 SPSS的单因素方差分析来研究积雪对浅层土壤温度的影响。 结果显示,其中高寒草甸 3 月份有、
无积雪覆盖的浅层土壤在 5、10、15 cm处温度有显著的差异,分别是 0. 001、0. 002、0. 007,都小于 0. 05(显著
性水平 琢=0. 05),4 月份在 5、10、15 cm处温度差异不显著,分别为 0. 1、0. 13、0. 6,5 月份各层差异极不显著,
分别为 0. 678、0. 828、0. 541,6、7 月份各层土壤差异较显著,大都在 0. 01 附近,到了 8 月份各层温度差异不显
著,分别为 0. 154、0. 316、0. 067。 这主要是由于在 4 月份之前土壤处于冻结状态,地表的积雪对地温起到了保
温的作用,使得由于积雪覆盖浅层土壤温度差异显著。 进入 4 月份之后(特别是下旬),土壤开始升温,无雪
盖的土壤地温回升速度快于有雪盖的,使得有、无雪盖的浅层土壤地温逐渐接近,特别到了 5 月份二者温度极
近似,此时正好是有雪盖地温由之前的高于无雪盖地温向低于无雪盖地温转化的过渡期(如图 7),所以导致
4、5 月份二者地温差异不显著,尤其是 5 月份。 6 月份地温继续升高,但此时有雪盖的土壤地温要低于无雪盖
的,积雪在此阶段起到了抑制温度回升的作用。 一直到 8 月份,积雪完全融化之后,积雪对二者地温影响差异
不显著。 对于高寒沼泽,3 月份有、无积雪覆盖的浅层土壤在各层地温具有显著差异,都小于 0. 05,4 月在 5
cm处地温差异不显著,为 0. 584,而在 10、15 cm处差异显著为 0. 001、0. 005,5 月份各层地温差异不显著,分
别为 0. 715、0. 429、0. 643,6、7、8 月份同 4 月份在 5 cm 处地温差异不显著,分别为 0. 343、0. 227、0. 343,而在
10、15 cm处差异显著分别为 0. 017、0. 012 和 0. 012、0. 005 以及 0. 044、0. 036。 这一过程主要是因为 3 月份土
壤完全冻结,由于积雪的保温作用使得有雪盖的沼泽浅层土壤温度相对无雪盖的要高,因此二者地温差异显
著。 4 月份地温回升,由于积雪的制冷作用[15],无雪盖的土壤地温回升速度快于有雪盖的,使得有、无雪盖的
浅层土壤地温逐渐接近,在土壤 5 cm处地温差异不显著。 但是由于沼泽草甸具有较厚的草根层(10—25 cm)
和凋落物层,加之其本身相对与草甸具有较高的含水量,使得在土壤 10 cm以下影响地温的因素多,此阶段又
是土壤开始融化阶段,由于地表积雪的存在反射了一部分热能,使得热量向土壤下部的传输减小,导致其 10
cm以下土壤温度低于无雪盖的地温,使得在 10、15 cm处二者地温差异显著。 5 月份(如图 3)是土壤温度由
负温向正温的过渡期,热量传输由向上为主转为向下为主;同时,此时期也是土壤水分发生相变的主要阶段,
这些复杂的热传导过程导致该时段各层地温差异不显著。 6 月份地温继续升高,在积雪与沼泽草甸本身因素
的共同作用下,直到 8 月份其 5 cm处地温差异不显著,而在 10、15 cm处差异显著。
由于积雪的作用使得沼泽土壤年内的最低温度略高、最高温度略低,草甸土壤年内的最高温和最低温都
略高。 通过分析比较年内土壤最高温与最低温差发现,草甸浅层土壤在 5、10、15 cm 深度有雪盖与无雪盖的
地温差分别为-0. 1、0. 18、0. 14;沼泽浅层土壤有无雪盖的地温差分别为 1. 12、0. 94、1. 8。 由于积雪的影响,
沼泽浅层土壤年内的温度差分别是草甸浅层土壤年内差的 11. 2、5. 22、12. 86 倍。
3. 2摇 积雪对高寒沼泽和草甸浅层土壤水分的不同作用
为了客观反映积雪对土壤水分在冻融过程的影响,选择土壤水分变化的融升时间 Ts(土壤水分曲线由冻
结期开始融化增加形成凸起的拐点,称为土壤水分融升始点,对应时间称为土壤融化初始时间)、融升历时 Tr
(土壤水分开始融升至夏初水分峰值所经历的时间)、土壤融化水分升高幅度 驻Ws(简称融升幅度)等指标来
刻画土壤融化期分水的变化[17],其中:
驻Ws = (兹m - 兹0) / 兹0 (a)
式中, 兹m,兹0 分别表示土壤水分融升峰值和融升初始值。
同样地,确定土壤水分冻结时间 Td、冻结历时 Tz、土壤冻结水分降低幅度 驻Wd(简称冻降幅度)来刻画土
壤冻结发生时土壤水分的变化[17],见表 3。
土壤水分相对融升幅度和冻降幅度反映了土壤水分在冻结融化过程中的变化程度(表 3)。 在不同的深
度,高寒沼泽、草甸有雪盖的土壤水分融升幅度和水分融升历时远大于无雪盖的土壤。 高寒沼泽不同深度有
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雪盖与无雪盖的土壤水分融升幅度比分别为 2. 51、3. 65、7. 57;高寒草甸不同深度有雪盖与无雪盖的土壤水
分融升幅度比分别为 2. 32、1. 26、1. 97。 以上不同的融升幅度形成了融化发生期土壤水分分布由于积雪的覆
盖变化的显著差异:由于积雪覆盖,春夏气温回升积雪消融,土壤水分融升幅度增大;对于不同土地类型有无
积雪覆盖土壤水分融升幅度比来看,高寒沼泽土壤在不同深度都大于草甸土壤,说明在浅层土壤水分融化过
程中积雪覆盖对沼泽的影响大于草甸的。
表 3摇 有无雪盖高寒沼泽、草甸浅层土壤不同深度土壤融升冻降幅度参数
Table 3摇 The melting鄄rising and freezing鄄falling scope parameters in different depth of shallow soil of alpine swamp and meadow with or without
snow cover
深度 Depth 5cm 10cm 15cm
参数 Parameter Ts /月鄄日 Tr / d 驻Ws Ts /月鄄日 Tr / d 驻Ws Ts /月鄄日 Tr / d 驻Ws
沼泽 有雪 Snow 04鄄16 35 2. 99 05鄄01 20 0. 95 05鄄06 15 0. 53
Swamp 无雪盖 Without snow 04鄄16 28 1. 19 04鄄30 14 0. 26 05鄄03 11 0. 07
草甸 有雪盖 Snow 04鄄16 35 1. 3 04鄄19 31 1. 18 05鄄03 18 1. 32
Meadow 无雪盖 Without snow 04鄄16 39 0. 56 04鄄20 24 0. 94 05鄄03 12 0. 67
参数 Parameter Td /月鄄日 Tz / d 驻Wd Td /月鄄日 Tz / d 驻Wd Td /月鄄日 Tz / d 驻Wd
沼泽 有雪盖 Snow 10鄄22 5 0. 8 10鄄24 4 0. 62 10鄄27 2 0. 29
Swamp 无雪盖 Without snow 10鄄22 5 0. 84 10鄄24 4 0. 54 10鄄27 2 0. 16
草甸 有雪盖 Snow 10鄄17 10 0. 49 10鄄21 7 0. 66 10鄄25 6 0. 71
Meadow 无雪盖 Without snow 10鄄15 12 0. 6 10鄄20 8 0. 68 10鄄25 5 0. 65
摇 摇 Ts 土壤水分变化的融升时间、Tr 土壤水分的融升历时、土壤融化水分升高幅度 驻Ws;土壤水分冻结时间 Td、土壤水分冻结历时 Tz、土壤冻结
水分降低幅度 驻Wd
在土壤冻结阶段,从不同覆盖类型土壤水分冻结历时和变化幅度来看,同一土地类型不同深度有无雪盖
土壤冻结历时几乎相同,且与融升历时相比,所用时间明显缩短。 土壤水分冻降幅度变化与融升幅度相比,其
变化的范围小。 沼泽土壤在 5、10、15 cm深度有无雪盖土壤水分冻降幅度差值分别为-0. 04、0. 08、0郾 13,草甸
土壤有无雪盖水分冻降幅度差分别为-0. 11、-0. 02、0. 06。 由于此阶段地表的积雪尚未形成,也说明了积雪
对土壤冻融过程中水分变化过程的影响。
4摇 结论
(1)无积雪覆盖的浅层土壤与有积雪覆盖的土壤相比,土壤开始冻结和融化时间有所提前,且冻结持续
时间相对较短。 无论是高寒沼泽还是高寒草甸,积雪对其浅层土壤的冻融作用起到了滞后的作用。
(2)无论高寒沼泽还是高寒草甸,无积雪覆盖的浅层土壤与有积雪覆盖的土壤相比,土壤温度变化速率
略大、土壤水分变化速率略小,积雪起了抑制土壤温度变化速率、促进水分变化速率的作用。
(3)积雪覆盖对秋季冻结过程和夏季融化过程浅层土壤的温度和水分的影响明显大于冻结降温过程和
春季升温过程。 不管是高寒草甸还是高寒沼泽,积雪对浅层土壤冻结后地温和水分的影响小于土壤未冻结
时,并且对融化过程的影响较冻结过程明显。
(4)由于积雪的保温作用使得沼泽、草甸土壤年内的最低温度升高,通过分析有无雪盖土壤年内最高最
低温差,说明积雪的覆盖对沼泽土壤温度的影响要大于草甸土壤。 通过引入土壤水分冻降幅度、融升幅度等
参数,表明积雪覆盖对土壤水分融升过程的影响大于冻降过程,且对沼泽浅层土壤的影响大于草甸浅层土壤。
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1037摇 23 期 摇 摇 摇 常娟摇 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 摇
ACTA ECOLOGICA SINICA Vol. 32,No. 23 December,2012(Semimonthly)
CONTENTS
Maternal thermoregulation during gestation affects the phenotype of hatchling Chinese skinks (Eumeces chinensis): testing the
maternal manipulation hypothesis LI Hong, ZHOU Zongshi, WU Yanqing, et al (7255)…………………………………………
Effects of conspecific and interspecific interference competitions on cache site selection of Siberian chipmunks (Tamias sibiricus)
SHEN Zhen,DONG Zhong, CAO Lingli,et al (7264)
…
………………………………………………………………………………
Characterization of ammonia volatilization from polluted river under aeration conditons: a simulation study
LIU Bo, WANG Wenlin, LING Fen, et al (7270)
……………………………
…………………………………………………………………………………
Diurnal activity patterns and environmental factors on behaviors of Bar鄄headed Geese Anser indicus wintering at Caohai Lake of
Guizhou, China YANG Yanfeng,ZHANG Guogang,LU Jun,et al (7280)…………………………………………………………
Impacts of snow cover change on soil water鄄heat processes of swamp and meadow in Permafrost Region, Qinghai鄄Tibetan Plateau
CHANG Juan,WANG Gengxu,GAO Yongheng,et al (7289)
……
………………………………………………………………………
Spatial鄄temporal changes of urban patch wetlands in Changsha, China GONG Yingbi, JING Lei, PENG Lei, et al (7302)…………
Modeling of carbon and water fluxes of Qianyanzhou subtropical coniferous plantation using model鄄data fusion approach
REN Xiaoli, HE Honglin, LIU Min, et al (7313)
……………
…………………………………………………………………………………
Ecological compensation standard for controlling nitrogen non鄄point pollution from farmland: a case study of Yixing City in Jiang
Su Province ZHANG Yin, ZHOU Yuchen, SUN Hua (7327)……………………………………………………………………
Static toxicity evaluation of chemical wastewater by PFU microbial communities method
LI Zhaoxia, ZHANG Yuguo, LIANG Huixing (7336)
………………………………………………
………………………………………………………………………………
Emergy evaluation of an agro鄄circulation system in Beijing suburb: take Jianyan village as a case study
ZHOU Liandi, HU Yanxia, WANG Yazhi, et al (7346)
………………………………
……………………………………………………………………………
Research on the cooling effect of Xi忆an parks in summer based on remote sensing FENG Xiaogang, SHI Hui (7355)………………
The dynamics of spatial and temporal changes to forested land and key factors driving change on Hainan Island
WANG Shudong, OUYANG Zhiyun,ZHANG Cuiping, et al (7364)
………………………
………………………………………………………………
Impact of different sowing dates on green water footprint of maize in western Jilin Province
QIN Lijie, JIN Yinghua, DUAN Peili (7375)
……………………………………………
………………………………………………………………………………………
The dynamic variation of maize (Sea mays L. ) population growth characteristics under cultivars鄄intercropped on the Loess Plateau
WANG Xiaolin, ZHANG Suiqi, WANG Shuqing, et al (7383)
…
……………………………………………………………………
Effect of different planting methods on root鄄shoot characteristics and grain yield of summer maize under high densities
LI Zongxin, CHEN Yuanquan, WANG Qingcheng, et al (7391)
………………
…………………………………………………………………
Heavy metal contaminant in development process of artificial biological Soil Crusts in sand鄄land
XU Jie, AO Yanqing, ZHANG Jingxia,et al (7402)
………………………………………
………………………………………………………………………………
Effects of enhanced UV鄄B radiation and nitrogen on photosynthetic pigments and non鄄enzymatic protection system in leaves of
foxtail millet (Setaria italica (L. ) Beauv. ) FANG Xing, ZHONG Zhangcheng (7411)…………………………………………
Photosynthetic response of different ecotype of Illicium lanceolatum seedlings to drought stress and rewatering
CAO Yonghui, ZHOU Benzhi, CHEN Shuanglin,et al (7421)
………………………
……………………………………………………………………
Seasonal variations in the stems of Larix principis鄄rupprechtii at the treeline of the Luya Mountains
DONG Manyu, JIANG Yuan, WANG Mingchang, et al (7430)
……………………………………
……………………………………………………………………
Influence of terrain on plant biomass estimates by remote sensing: a case study of Guangzhou City, China
SONG Weiwei,GUAN Dongsheng, WANG Gang (7440)
……………………………
……………………………………………………………………………
Effects of exponential fertilization on biomass allocation and root morphology of Catalpa bungei clones
WANG Lipeng, YAN Ziyi, LI Jiyue, et al (7452)
………………………………
…………………………………………………………………………………
Effects of fire damages on Larix gmelinii radial growth at Tahe in Daxing忆an Mountains, China
WANG Xiaochun, LU Yongxian (7463)
………………………………………
……………………………………………………………………………………………
A model for water consumption by mountain jujube pear鄄like XIN Xiaogui,WU Pute, WANG Youke, et al (7473)…………………
Specificity of photosystems function change of two kinds of overwintering broadleaf evergreen plants
ZHONG Chuanfei, ZHANG Yuntao, WU Xiaoying, et al (7483)
…………………………………
…………………………………………………………………
Effects of drought on fluorescence characteristics of photosystem 域 in leaves of Ginkgo biloba
WEI Xiaodong,CHEN Guoxiang,SHI Dawei,et al (7492)
…………………………………………
…………………………………………………………………………
Numerical classification and ordination of forest communities in habitat of Sichuan Snub鄄nosed Monkey in Hubei Shennongjia
National Nature Reserve LI Guangliang, CONG Jing, LU Hui, et al (7501)……………………………………………………
Impact of inorganic anions on the cadmium effective fraction in soil and its phytoavailability during salinization in alkaline soils
WANG Zuwei, YI Liangpeng, GAO Wenyan, et al (7512)
……
…………………………………………………………………………
Photosynthetic adaptability of the resistance ability to weak light of 2 species Spiraea L.
LIU Huimin,MA Yanli, WANG Baichen,et al (7519)
………………………………………………
………………………………………………………………………………
Fine root longevity and controlling factors in a Phoebe Bournei plantation
ZHENG Jinxing,HUANG Jinxue,WANG Zhenzhen,et al (7532)
………………………………………………………………
……………………………………………………………………
Analysis on spatial structure and scenarios of carbon dioxide emissions from tourism transportation
XIAO Xiao, ZHANG Jie, LU Junyu, et al (7540)
……………………………………
…………………………………………………………………………………
The hydrological response to human activities in Guishui River Basin, Beijing
LIU Yuming, ZHANG Jing, WU Pengfei, et al (7549)
…………………………………………………………
……………………………………………………………………………
Socio鄄economic impacts of under鄄film drip irrigation technology and sustainable assessment: a case in the Manas River Basin,
Xinjiang, China FAN Wenbo, WU Pute,MA Fengmei (7559)……………………………………………………………………
Effects of pattern and timing of high temperature exposure on the mortality and fecundity of Aphis gossypii Glover on cotton
GAO Guizhen, L譈 Zhaozhi, XIA Deping, et al (7568)
…………
……………………………………………………………………………
Physiological responses of Eucalyptus trees to infestation of Leptocybe invasa Fisher & La Salle
WU Yaojun, CHANG Mingshan, SHENG Shuang, et al (7576)
………………………………………
……………………………………………………………………
Carbon storage capacity of a Betula alnoides stand and a mixed Betula alnoides 伊 Castanopsis hystrix stand in Southern Subtropical
China: a comparison study HE Youjun, QIN Lin, LI Zhiyong,et al (7586)………………………………………………………
Distribution and ecological risk assessment of 7 heavy metals in urban forest soils in Changsha City
FANG Xi, TANG Zhijuan, TIAN Dalun, et al (7595)
…………………………………
……………………………………………………………………………
Review and Monograph
The relationship between humans and the environment at the urban鄄rural interface:research progress and prospects
HUANG Baorong, ZHANG Huizhi (7607)
…………………
…………………………………………………………………………………………
Flux footprint of carbon dioxide and vapor exchange over the terrestrial ecosystem: a review
ZHANG Hui, SHEN Shuanghe, WEN Xuefa,et al (7622)
…………………………………………
…………………………………………………………………………
4367 摇 生摇 态摇 学摇 报摇 摇 摇 32 卷摇
《生态学报》2013 年征订启事
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第 32 卷摇 第 23 期摇 (2012 年 12 月)
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第 32 卷第 23 期
2012 年 12 月
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ACTA ECOLOGICA SINICA
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收稿日期:2012-02-29; 　 　 修订日期:2012-11-10
∗通讯作者 Corresponding author. E-mail: wanggx@ imde. ac. cn
DOI: 10. 5846 / stxb201202290273
常娟, 王根绪,高永恒,王一博.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.生态学报,2012,32(23):7289-7301.
Chang J,Wang G X,Gao Y H,Wang Y B. Impacts of snow cover change on soil water-heat processes of swamp and meadow in Permafrost Region, Qinghai-
Tibetan Plateau. Acta Ecologica Sinica,2012,32(23):7289-7301.
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
常　 娟1, 王根绪2,∗,高永恒2,王一博1
(1. 兰州大学资源与环境学院,兰州　 730000; 2. 中国科学院成都山地灾害与环境研究所,成都　 610041)
摘要:有无积雪覆盖下浅层土壤水热过程是青藏高原多年冻土区水能循环中的一个重要不确定因素。 为了研究积雪覆盖对高
寒沼泽、草甸浅层土壤水热过程的影响,在青藏高原多年冻土区选择了典型的有无积雪覆盖的沼泽、草甸建立观测场,观测浅层
土壤的温度和水分状况。 通过分别研究积雪对高寒沼泽、草甸浅层土壤温度和水分的影响,结果表明:高寒沼泽、草甸在有积雪
覆盖下浅层土壤开始冻结和消融的时间都有所滞后,且冻结持续时间相应有所增加。 由于积雪覆盖,浅层土壤温度变化速率略
有减小而水分变化速率略有增加,积雪起到了抑制土壤温度变化速率和促进土壤水分变化速率的作用。 积雪覆盖对秋季冻结
过程和夏季融化过程浅层土壤的温度和水分的影响明显大于冬季冻结降温过程和春季升温过程,且对融化过程的影响较冻结
过程明显。 通过对比分析有无雪盖沼泽和草甸土壤,说明积雪的覆盖对沼泽土壤温度的影响要大于草甸土壤,对土壤水分融升
过程的影响大于冻降过程,且对沼泽浅层土壤的影响大于草甸浅层土壤。
关键词:青藏高原;多年冻土;积雪;沼泽;草甸;浅层土壤;水热过程
Impacts of snow cover change on soil water-heat processes of swamp and meadow
in Permafrost Region, Qinghai-Tibetan Plateau
CHANG Juan1,WANG Genxu2,∗,GAO Yongheng2,WANG Yibo1
1 College of Resources and Environment, Lanzhou University, Lanzhou,730000, China
2 Institute of Mountain Hazard and Environment, Chinese Academy of Science, Chengdu 610041, China
Abstract: The average altitude of Tibetan Plateau is over 4000 m above sea level with vast areas of permafrost. The
interaction between permafrost and the atmosphere is realized by the dynamic water-heat process within the active layer. The
snowy condition on the earth surface directly impacts on the variations of the thickness of the active layer and the annual
mean soil temperature in the permafrost area. Thus, the shallow soil water-heat process with or without snow cover is a very
important uncertain factor in the water and energy circulation processes of the permafrost areas in Tibetan Plateau. In typical
alpine meadow and swamp, the active soil moisture and temperature at different depth of layer were observed to reveal the
influences of the snow cover changes on the soil water-heat processes. The results show that the thawing and freezing
started-time of active soil were later and the duration of freezing were longer with snow cover than that without snow both in
alpine meadow and swamp areas. With the snow cover, the active soil temperature variation rate decreased while the soil
moisture variation rate increased. The snow cover plays important roles in restraining the soil temperature change and b
accelerating the moisture change in active soil layer. The impacts of snow cover on soil temperature and moisture are greater
in autumn and summer than that in winter and spring, and the influence is more dominant in melting process than in
freezing process. Snow cover results in reducing the annual maximum soil temperature and rising the annual minimum soil