1 引言
土壤作为植物生长的载体， 决定着生态系统的结构和功能（贾文雄等， 2016； Wang et al， 2018）。而土壤水热是土壤最重要的物理特性， 对土壤有机质矿化、 生物固氮等生化过程存在着巨大的影响， 进而影响植物类型及分布（Chang et al， 2021）。同时土壤水分和温度受气候、 海拔、 植被类型及土壤特性等众多因子的影响（Stroyan et al， 2000）， 尤其是高山地区土壤冻融过程直接影响土壤温度和含水量（胥朋飞等， 2022； 马剑等， 2020； 李文静等， 2021）。因此， 研究不同海拔土壤水热变化特征， 是合理配置植被、 提高森林水源涵养能力的基础， 也是进一步探讨该区生态水文过程的前提。
近年来， 针对土壤水热时空变化特征进行了诸多研究， 例如在祁连山区， 土壤温湿度随着海拔升高而逐渐升高， 随着土层深度增加土壤温度逐渐升高， 土壤水分逐渐降低（芦倩等， 2020a； 车宗玺等， 2018）， 同时土壤温度主要受气温和空气相对湿度的影响， 而土壤湿度主要受气温、 饱和水气压差的影响（唐振兴等， 2012）； 在黄土丘陵沟壑区， 受土地利用方式、 坡度等的影响， 撂荒地和农耕地土壤含水量随土层增加土壤水分逐渐增加， 而乔木林地和灌木林地正好相反（邱德勋等， 2021）， 同时农耕地土壤含水量显著高于撂荒地（李亚新等， 2021）； 在青藏高原区， 整个土壤冻融过程中， 坡顶及阳坡坡底土壤温度对气温的响应强于阴坡坡底（赵海鹏等， 2020）。目前， 针对高寒地区土壤水热变化过程有了一定程度的研究， 但较长时间序列的土壤水热研究还远远不足， 尤其是土壤水热与气象要素的同步观测， 这些因素都制约着对土壤水热过程与气象要素关系的深入理解。
祁连山地处黄土高原区和青藏高原区的过渡带上， 是我国西北地区重要的水源涵养林区（Schlesinger， 1990）。青海云杉林（Picea crassifolia）是祁连山区主要森林类型， 占水源涵养林总面积的20%以上， 占乔木林总面积的70%以上（王金叶等， 2001）， 它对于保持水土和调节区域气候发挥着重大作用（拓锋等， 2021）。目前， 对于祁连山土壤水热研究主要集中在土壤水热的时空变化（李静等， 2014）、 植被群落特征与土壤水热的关系（贾文雄等， 2016）及不同土地利用类型土壤水热特征（唐敏等， 2022）， 但对于土壤水热特征及其与气象因子间的响应关系研究较少。基于以上论述， 本研究利用2020年5月至2021年10月祁连山北坡土壤温湿度监测数据， 分析土壤温湿度变化特征及其与气象要素之间的关系， 旨在了解土壤温湿度沿海拔梯度的变化特征， 以期为开展该区森林生态系统的生态水文过程研究提供科学依据及理论基础。
2 研究区概况
研究区位于祁连山西水生态试验站排露沟小流域， 地理坐标处于38°32′N -38°33′N， 100°17′E - 100°18′E， 流域总面积为2.74 km2， 海拔2500~3800 m， 地势较陡， 纵坡比降为1∶4.2（芦倩等， 2020b）。气候类型为半干旱、 半湿润山地森林气候， 基于祁连山西水生态定位观测站多年气象资料， 多年平均气温为0.9 ℃， 多年平均降雨量为374.1 mm， 且降雨主要集中在6 -9月， 多年平均相对湿度60%（石建周等， 2022）； 流域土壤类型主要为山地栗钙土、 山地灰褐土、 高山草甸土和高山荒漠土。该流域乔木树种主要有青海云杉和祁连圆柏（Sabina przewalskii）， 多分布在阴坡、 半阴坡， 是天然次生林， 属中龄林； 灌丛主要有金露梅（Potentilla fruticosa）、 高山杜鹃（Rhododendron lap-ponicum）等； 草本主要分布在阳坡， 以阳坡草地为主， 主要的草本种类为马蔺（Iris lactea）、 针茅（Stipa capillata）等（李晓青等， 2017）。
3 数据来源与处理方法
在祁连山中段排露沟小流域沿海拔2800 m、 3100 m、 3300 m和3600 m布设4套土壤温湿度监测系统， 该系统包括数据传感器（HydraProbe）和数据采集器（HO⁃BO U30）两部分。其中， 土壤温湿度数据传感器［土壤温度（ST）传感器范围： -30~55 ℃， 精度： ±0.1 ℃； 土壤湿度（SM）传感器范围： 干~饱和， 精度： ±0.03］探头布设深度分别为10 cm、 20 cm、 30 cm、 40 cm和60 cm。土壤温湿度监测系统每隔30 min采集1次数据， 连续监测2年（2020年5月至2021年10月）。
表1 祁连山排露沟流域样地编号及其基本情况Table 1 Basic situation of the plots in the Pailugou watershed of the Qilian Mountains |
| 样地 号 | 海拔/m | 样地 /m | 植被类型 | 坡向 | 坡度 /（°） | 郁闭 度 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| T1 | 2800 | 20×20 | 草地 | 半阳坡 | 23 | 0.75 |
| T2 | 3100 | 20×20 | 藓类云杉林 | 阴坡 | 25 | 0.48 |
| T3 | 3300 | 20×20 | 灌丛、 云杉林 | 阴坡 | 30 | 0.65 |
| T4 | 3600 | 20×20 | 灌丛 | 阴坡 | 32 | 0.54 |
气象数据来源于CR3000自动气象站（美国Campbell公司， 海拔2800 m）， 气象因子包括空气温度（ ， 单位： ℃）、 空气相对湿度（ ， 单位： %）和降水量（P， 单位： mm）等指标。数据采集时间间隔为30 min。根据气温和空气相对湿度， 计算饱和水汽压差（VPD， 单位： kPa）：
式中： 为空气温度（单位： ℃）； RH为空气相对湿度（单位： %）； VPD为饱和水汽压差（单位： kPa）。
本文采用Microsoft Excel 2010 和SPSS 21进行数据整理和统计分析， 采用单因素方差分析比较不同月份不同土层间各海拔段土壤湿度之间的差异显著性， 采用origin 2018软件进行绘图。
4 结果分析
4.1 土壤温度变化特征
0~60 cm土层平均土壤温度具有明显的生长季内变化（图2）， 整体表现为先升高后降低的趋势。以2020年生长季为例， 5 -8月土壤温度逐渐升高， 其平均值为3.93 ℃， 变化范围为-0.26~7.97 ℃； 9 -10月伴随着空气温度的降低， 土壤温度逐渐降低， 平均值为2.44 ℃， 变化范围为-0.19~5.63 ℃。
土壤温度随土层加深呈逐渐降低的趋势（表2）。以2800 m海拔段为例， 各层土壤温度的平均值分别为6.05 ℃、 4.95 ℃、 4.26 ℃、 3.46 ℃、 2.16 ℃， 变化范围分别为-0.15~11.59 ℃、 -0.13~10.15 ℃、 -0.33~8.44 ℃、 -0.45~6.78 ℃、 -0.48~4.61 ℃。同时0~60 cm土层土壤温度随着海拔升高呈波动性增加， 具体表现为3600 m（4.25±3.25 ℃）>2800 m（4.18±2.42 ℃）>3300 m（3.46±2.82 ℃）>3100 m（2.23±1.95 ℃）， 2021年生长季土壤温度随海拔的变化趋势与2020年一致。
表2 不同海拔段土壤温度均值和标准差Table 2 Mean and standard deviation of soil temperature at different elevations |
| 年份 | 土层 厚度 | 2800 m | 3100 m | 3300 m | 3600 m | ||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 均值/℃ | 标准差/℃ | 均值/℃ | 标准差/℃ | 均值/℃ | 标准差/℃ | 均值/℃ | 标准差/℃ | ||
| 2020 | ST10 | 6.05 | 3.25 | 3.90 | 2.92 | 4.19 | 3.23 | 5.28 | 3.86 |
| ST20 | 4.95 | 2.89 | 2.91 | 2.49 | 4.17 | 3.22 | 4.32 | 3.34 | |
| ST30 | 4.26 | 2.67 | 2.18 | 2.17 | 3.10 | 2.74 | 3.90 | 3.19 | |
| ST40 | 3.46 | 2.35 | 1.43 | 1.72 | 2.39 | 2.30 | 3.50 | 2.89 | |
| ST60 | 2.16 | 1.82 | 0.74 | 1.18 | |||||
| 平均 | 4.18 | 2.42 | 2.23 | 1.95 | 3.46 | 2.82 | 4.25 | 3.25 | |
| 2021 | ST10 | 5.84 | 3.70 | 3.75 | 2.82 | 4.33 | 3.32 | 4.51 | 3.74 |
| ST20 | 4.76 | 3.15 | 2.72 | 2.40 | 4.33 | 3.30 | 3.93 | 3.40 | |
| ST30 | 4.05 | 2.77 | 2.02 | 2.06 | 3.20 | 2.80 | 3.67 | 3.28 | |
| ST40 | 3.21 | 2.32 | 1.18 | 1.53 | 2.50 | 2.37 | 3.32 | 3.02 | |
| ST60 | 1.95 | 1.63 | 0.45 | 0.94 | |||||
| 平均 | 3.96 | 2.55 | 2.02 | 1.77 | 3.59 | 2.90 | 3.86 | 3.34 | |
4.2 土壤湿度变化特征
图3 不同海拔段土壤湿度时间变化特征小写字母表示同一海拔段不同月份土壤湿度之间在 0.05 水平上存在显著差异； 大写字母表示同一月份不同海拔之间土壤湿度在 0.05 水平上存在显著差异 Fig.3 Temporal variation characteristics of soil moisture at different elevations.Lowercase letters indicate significant differences in soil moisture at the same elevation between different months at the 0.05 level； Capital letters indicate that there is a significant difference in soil moisture in a same month between different elevations at the 0.05 level |
不同海拔处土壤湿度存在显著差异， 即随着海拔梯度升高土壤湿度呈波动性增加。其中， 5 -6月， 海拔3600 m处的土壤湿度显著高于3300 m、 3100 m和2800 m， 而海拔3100 m和3300 m土壤湿度差异不显著； 7 -8月， 海拔3100 m的土壤湿度显著高于其他海拔段， 海拔2800 m的土壤湿度显著最小， 海拔3600 m的土壤湿度显著高于3300 m； 9 -10月， 海拔3100 m的土壤湿度显著高于3600 m， 10月份2800 m处土壤湿度显著高于3300 m。
由图4可知， 同一海拔段不同土层土壤湿度存在显著差异。以2020年生长季为例， 海拔3600 m处土壤湿度随土层加深先降低后升高， 30 cm处土壤湿度显著低于其他土层， 其值为0.261±0.090 m3·m-3； 海拔3300 m处土壤湿度随土层加深先升高后降低， 30 cm处土壤湿度显著高于其他土层， 其值为0.290±0.078 m3·m-3； 海拔3100 m处土壤湿度随着土层的加深逐渐降低； 海拔2800 m处土壤湿度随土层加深不断波动， 30 cm处土壤湿度显著低于其他土层， 其值为0.129±0.033 m3·m-3。总体而言， 随着土层深度增加， 土壤湿度呈逐渐降低的趋势。
图4 不同海拔段土壤湿度空间变化特征小写字母表示同一海拔段不同土层土壤湿度之间在 0.05 水平上存在显著差异； 大写字母表示同一土层不同海拔之间土壤湿度在 0.05 水平上存在显著差异 Fig.4 Spatial variation characteristics of soil moisture at different elevations.Lowercase letters indicate that there are significant differences in soil moisture at the same elevation between different soil layers at the 0.05 level； Capital letters indicate that there is a significant difference in soil moisture at the same soil layer between different elevations at the 0.05 level |
4.3 土壤温、 湿度与气象因子的关系
以海拔2800 m处2020年生长季气象要素为例， 分析各气象因子与2800 m处土壤温湿度的关系。由表3可知， 土壤温湿度主要受空气温度、 空气相对湿度及饱和水汽压差的影响， 而降雨和风速的影响相对较小。
表3 气象因子与土壤温、 湿度的相关性分析Table 3 Correlation analysis between meteorological factors and soil temperature and humidity |
| 因子 | SM10 | SM20 | SM30 | SM40 | SM60 | ST10 | ST20 | ST30 | ST40 | ST60 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Ta | -0.501** | -0.518** | -0.382** | -0.147 | 0.036 | 0.841** | 0.665** | 0.554** | 0.408** | 0.068 |
| RH | 0.216** | 0.166* | 0.093 | 0.143 | 0.217** | 0.085 | 0.224** | 0.267** | 0.299** | 0.308** |
| VPD | -0.391** | -0.372** | -0.268** | -0.192* | -0.147 | 0.345** | 0.159* | 0.070 | -0.029 | -0.210** |
| P | 0.010 | -0.042 | -0.097 | -0.066 | 0.027 | 0.112 | 0.130 | 0.120 | 0.107 | 0.082 |
*表示P<0.05， **表示P<0.01（*Indicates P<0 05， ** indicates P<0 01） |
空气温度与10 cm、 20 cm、 30 cm深土壤湿度呈极显著负相关， 而与40 cm、 60 cm深土壤湿度的相关系数较小， 且不显著； 空气温度与10 cm、 20 cm、 30cm、 40 cm深土壤温度呈极显著正相关， 相关系数大于0.4。空气相对湿度与10 cm、 60 cm深土壤湿度呈极显著正相关， 同时与20 cm、 30 cm、 40 cm、 60 cm深土壤温度呈极显著正相关， 且相关系数均大于0.2。饱和水汽压差与10 cm、 20 cm、 30 cm深土壤湿度呈极显著负相关， 与土壤温度大致呈正相关， 且对表层土壤温、 湿度的影响最大； 而降雨和风速对土壤温、 湿度的影响相对较小。因此， 影响土壤温度主要气象因子为空气温度和空气相对湿度； 影响土壤湿度的主要气象因子为空气温度和饱和水气压差。
5 讨论
土壤温度与海拔、 坡向、 坡度、 植被类型、 土壤质地等密切相关（王绍令等， 2002）。生长季土壤温度存在明显的变化格局， 随着生长季的进行， 土壤温度呈先升高后降低的趋势， 随土层加深土壤温度逐渐降低， 这一结论与牛赟等（2014）的研究结果一致， 但与车宗玺等（2018）的研究结果不同， 这主要是因为随着土层深度增加， 太阳辐射无法抵达深层土壤， 太阳辐射只能以热传导的形式由浅层土壤向深层传递， 进而使得浅层土壤温度高， 深层土壤温度低（马剑等， 2020； 程文举等， 2022）。本研究发现， 随着海拔升高土壤温度逐渐升高， 这与车宗玺等（2018）的研究结果一致， 但是关于祁连山土壤水热的大多数研究表明土壤温度随着海拔升高逐渐降低（胡健等， 2017； 俞洁辉等， 2012）， 一方面是因为祁连山降水量从东至西呈逐渐减少的趋势， 而日照时数呈逐渐增大的趋势， 蒸发逐渐增大， 土壤逐渐趋于干化； 另一方面该区海拔越高， 单位面积植被生物量小， 光照越好， 太阳辐射强度越强， 地温较高， 低海拔由于地形复杂， 光照不足， 太阳辐射强度较低， 因此， 地温相对较低（车宗玺等， 2018）。
浅层土壤温度与空气温度的相关系数可达0.50以上， 气温对土壤温度的影响随着土层深度的增加逐渐减弱， 但黄葭悦等（2022）研究发现60 cm以下土层空气温度对土壤温度具有抑制作用， 且随着土层的加深抑制作用越强， 这有可能是因为浅层土壤温度受大气温度的影响， 而深层土壤温度受地下热流的影响（戴黎聪等， 2020）。而降雨、 空气相对湿度和饱和水汽压差对土壤温度的影响较小， 相关系数均低于0.35， 因此空气温度是影响土壤温度的主要气象要素， Li et al（2012）研究发现土壤温度对空气温度变化响应敏感。
土壤湿度受大气降水、 植被类型、 土壤类型、 气象以及海拔等多重因素的影响（Vinnikov et al， 1996）， 随生长季进行， 土壤湿度呈先升高后降低的变化趋势， 5月份最小， 9月份最大， 这是因为在生长季初期， 植被生长需要大量的水分补给， 但此时大气降雨较少， 土壤含水量比较低， 冰雪融水成为植被生理需水的主要补给； 生长季中后期， 降雨量增加， 气温升高， 冰雪融水量大， 土壤蓄水量大于土壤水分消耗， 所以此时土壤水分含量增大， 这与他人的研究结果一致（范莉梅， 2015）。土壤水分主要受大气降水的影响（芦倩等， 2020a）， 随着海拔升高， 大气降水逐渐增加， 植被蒸腾作用逐渐减弱， 使得土壤湿度随海拔升高而呈波动性增大， 这与牛赟等（2015）研究结果基本一致， 而马剑等（2020）研究发现， 随着海拔升高， 土壤湿度先增加后减少， 同时随着土层深度增加土壤湿度逐渐增大， 这可能是因为土壤深度超过20 cm时植物根系减少， 在一定程度上影响土壤结构， 导致随着土层加深土壤容重增大， 而土壤含水量逐渐降低。大气降雨作为土壤水分的主要来源， 在很大程度影响土壤水分的补给量和补给深度（陈敏玲等， 2016； Wang et al， 2013）， 但本研究通过对土壤湿度与气象因子的相关性分析发现， 0~30 cm深土壤湿度与空气温度、 饱和水气压差呈极显著负相关（P<0.01）， 且随着土层深度的增加， 土壤湿度对空气温度和饱和水气压差的响应逐渐减弱， 这与唐振兴等（2012）的研究结果一致； 而土壤湿度与降雨和相对湿度的相关性不显著， 这可能是因为植被截留前期土壤含水量的缘故， 导致降雨量对土壤水分的补给作用不显著。因此， 影响土壤湿度主要的气象因素为空气温度和饱和水汽压差。
6 结论
本研究通过对祁连山排露沟小流域不同海拔梯度典型植被下土壤温湿度进行连续2年的监测， 分析土壤温湿度的变化特征， 确定影响土壤温湿度主要的气象要素。主要结论如下：
（1） 土壤温度随生长季的进行呈先升高后降低的趋势， 其中5 -8月逐渐升高， 9 -10月逐渐降低； 同时土壤温度与随海拔呈正相关， 与土层深度呈负相关。
（2） 生长季前期（5月）土壤湿度相对较低， 生长季中后期（9月）土壤湿度达到最大； 土壤湿度随着海拔升高呈波动性升高， 受土壤物理性质的影响， 3600 m、 3100 m处土壤湿度随土层的加深逐渐降低， 而3300 m、 2800 m处土壤湿度随土层加深上下波动。
（3） 土壤温度与空气温度和空气相对湿度呈极显著正相关， 随着土层加深， 土壤温度对空气温度的响应逐渐减弱， 对空气相对湿度的响应逐渐增强； 0~30 cm深土壤湿度与空气温度和饱和水汽压差呈极显著负相关（P<0.01）， 随着土层加深， 土壤湿度对空气温度和饱和水汽压差的响应逐渐减弱。