魏培潔，劉 放，吳明輝，賈映蘭，高雅月，陳生云1,,4

（1. 中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 冰凍圈科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 疏勒河源冰凍圈與生態(tài)環(huán)境綜合監(jiān)測(cè)研究站, 甘肅 蘭州730000；2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049；3. 祁連山國(guó)家公園國(guó)家長(zhǎng)期科研基地, 青海 西寧 810000；4. 青海師范大學(xué)高原科學(xué)與可持續(xù)發(fā)展研究院 / 地理科學(xué)學(xué)院, 青海 西寧 810008）

土壤碳庫(kù)是陸地生態(tài)系統(tǒng)碳庫(kù)的重要組成部分，也是地球表層最大的有機(jī)碳庫(kù)，在全球碳循環(huán)中起至關(guān)重要的作用，其微小變化可能對(duì)全球碳循環(huán)與全球氣候變化產(chǎn)生顯著影響[1-2]。土壤活性有機(jī)碳通常是指穩(wěn)定性差，容易氧化、分解和礦化，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環(huán)境變化與人為管理措施所引起的土壤微小變化，對(duì)土壤肥力保持與碳庫(kù)平衡起到重要作用[4-6]。水溶性有機(jī)碳 (water-soluble organic carbon, WSOC) 則是土壤碳庫(kù)最活躍的成分，可作為表征土壤活性有機(jī)碳的指標(biāo)之一[4]，常用于衡量土壤碳庫(kù)的質(zhì)量與穩(wěn)定性[7]。WSOC 通常是指土壤或沉積物顆粒上所吸附或存在于孔隙間全部可溶于水的有機(jī)碳[8]，其具備較強(qiáng)的溶解性、活性和較快的遷移速率且參與多種土壤生物化學(xué)過程，對(duì)土壤養(yǎng)分的有效性有重要影響[7,9-10]；土壤中WSOC 含量一般不超過200 mg·kg-1[11]，且占土壤有機(jī)碳 (soil organic carbon, SOC) 的比例很小，其變化對(duì)土壤微生物生命活動(dòng)過程中有機(jī)碳的礦化和溫室氣體排放 (與碳相關(guān)) 有重要的指示作用，對(duì)生態(tài)系統(tǒng)生物地球化學(xué)過程有重要的調(diào)節(jié)作用[12-15]。此外，WSOC 與SOC的比值 (WSOC/SOC) 也經(jīng)常用以反映植被對(duì)土壤碳行為的影響結(jié)果[16-17]，其大小反映了土壤有機(jī)碳的穩(wěn)定與損失以及有機(jī)質(zhì)的質(zhì)量[7,18]。

近年來，國(guó)內(nèi)外學(xué)者對(duì)WSOC、WSOC/SOC 的變化特征進(jìn)行了相關(guān)研究，但因土壤活性碳庫(kù)組成的復(fù)雜性、土壤結(jié)構(gòu)的差異性及影響因素的多樣性，研究結(jié)果不盡相同。Lu 等[13]研究表明，WSOC含量在藏北高寒草甸、高寒草甸草原與高寒草原生長(zhǎng)季 (5 月份) 較高，土壤溫度和水分是控制WSOC變化的重要因素；潘業(yè)田等[10]研究發(fā)現(xiàn)，土壤上層WSOC 含量高于下層，WSOC 含量一年中均在夏季最低，其含量與微生物量碳、易氧化碳、顆粒碳、土壤溫度均極顯著相關(guān)；李巖等[18]研究表明，杉木林與次生林WSOC/SOC 介于2.00%～2.54%且杉木林高于次生林，這與森林土壤水溶性有機(jī)質(zhì)以及腐殖質(zhì)的成分有關(guān)；研究發(fā)現(xiàn)，不同林型各月份WSOC/SOC范圍為0.08%～0.67%，且在7 月份達(dá)到峰值，其變化與植物生長(zhǎng)、微生物活動(dòng)旺盛以及土壤各種生化反應(yīng)的發(fā)生有關(guān)[17]。多年凍土區(qū)碳庫(kù)是全球碳庫(kù)的重要組成部分，其中北半球多年凍土區(qū)土壤有機(jī)碳儲(chǔ)量為1 330～1 580 Pg，約為當(dāng)前大氣圈碳庫(kù)儲(chǔ)量的2 倍、陸地植被碳庫(kù)的近3 倍[19]。

青藏高原平均海拔高度4 000 m 以上，是地球上面積最大、海拔最高、形成最晚的高原，面積約為2.53×106km2，約占全國(guó)陸地面積的26.8%；同時(shí)，其是全球中低緯度面積最大、海拔最高的多年凍土分布區(qū)，被譽(yù)為世界“第三極”。高海拔與低溫的地理氣候特征使青藏高原成為全球變化研究的“敏感區(qū)”以及我國(guó)主要的冰凍圈分布區(qū)，此處分布著大量冰川與廣闊的凍土[20-22]。多年凍土是青藏高原下墊面重要組成部分，多年凍土的實(shí)際分布面積約為1.06 ×106km2，其對(duì)水文循環(huán)、地氣交換以及地表過程起到關(guān)鍵作用，多年凍土區(qū)的地下冰是青藏高原重要的固態(tài)水資源，對(duì)青藏高原水量平衡與水資源結(jié)構(gòu)起到重要的調(diào)節(jié)作用[23]。此外，青藏高原多年凍土區(qū)的碳儲(chǔ)量巨大(73～247 Pg)[24]。然而，青藏高原多年凍土區(qū)土壤WSOC、WSOC/SOC 的剖面與季節(jié)變化規(guī)律如何以及影響其變化的主控因素尚不清楚。

本研究以青藏高原東北緣疏勒河源多年凍土區(qū)為試驗(yàn)區(qū)域，通過對(duì)該區(qū)域土壤WSOC、WSOC/SOC剖面與季節(jié)變化以及控制因子的分析，以期為全球氣候變暖背景下青藏高原多年凍土區(qū)活動(dòng)層的碳存儲(chǔ)與釋放等相關(guān)研究提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)與科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 樣地概況

疏勒河源區(qū) (96.2° - 99.0° E，38.2° - 40.0° N) 位于青藏高原東北緣祁連山西段的托來南山與疏勒南山之間[25]，海拔2 100～5 750 m，面積約11 348.35 km2[26]。源區(qū)氣候類型為大陸性干旱荒漠氣候，干冷多風(fēng)[26]。試驗(yàn)樣地為疏勒河源多年凍土區(qū)高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)綜合觀測(cè)場(chǎng) (98°16′14″ E，38°21′17″ N，海拔4 014 m)(圖1)[27]。據(jù)2013 年監(jiān)測(cè)資料顯示，氣溫總體呈單峰曲線，年均氣溫為-3.49 ℃，空氣相對(duì)濕度為48.1%，年總降水量為417 mm 且集中在5 月 - 9 月，年均太陽總輻射為1.77 × 107J·m-2，年均風(fēng)速為3.9 m·s-1，主要為西南風(fēng) (圖2) 。植被類型為高寒草甸，覆蓋度約42%，代表性植物有矮生嵩草 (Kobresia humilis) 、高山嵩草 (K. pygmaea) 、柔軟紫菀 (Aster flaccidus) 、波伐早熟禾(Poa poophagorum)和沙生風(fēng)毛菊 (Saussurea arenaria)等[27]。多年凍土類型為阿爾金山-祁連山高寒帶山地多年凍土[26]，土壤類型為簡(jiǎn)育干潤(rùn)均腐土。

圖 1 研究區(qū)及采樣點(diǎn)位置圖Figure 1 Locations of the study area and sampling point

圖 2 2013 年氣溫和降水量日變化Figure 2 Daily variations of temperature and precipitation in 2013

1.2 土壤樣品采集與分析

在樣地內(nèi)隨機(jī)選取3 個(gè)樣方 (50 cm × 50 cm) ，植被生長(zhǎng)盛期群落蓋度分別為65%、43% 和18%。采 樣 時(shí) 間 為2013 年4 月28 日 與5 月4 日、8 月2 日、9 月30 日與10 月5 日 和12 月31 日，分別表征植物春季返青期、夏季生長(zhǎng)期、秋季枯黃期以及冬季凋亡期。用內(nèi)半徑為4.8 cm 的土鉆由地表到深層分為5 層分別取樣 (0 - 10 cm、10 - 20 cm、20 -30 cm、30 - 40 cm 和40 - 50 cm) 。每層取2 份土樣，一份裝入布袋用于SOC 含量測(cè)定；另一份自封袋封裝后放入便攜式保溫箱，低溫運(yùn)回實(shí)驗(yàn)室，貯藏于4 ℃冷藏室內(nèi)，用于WSOC、pH 和氧化還原電位 (Eh) 等指標(biāo)的測(cè)定。SOC 與WSOC 含量分別采用重鉻酸鉀氧化-外加熱法 (GB7857-87)[28]和水浸提法 (先用水浸提WSOC，再用重鉻酸鉀氧化法測(cè)定其含量)[29]。其中，WSOC 的測(cè)定方法如下：吸取10 mL 土壤提取液于硬質(zhì)試管中，加入10 mL 重鉻酸鉀-硫酸溶液 (重鉻酸鉀和硫酸溶液的溶度分別為0.018 和12 mol·L-1) ，混勻后在175 ℃油 浴煮沸10 min，冷卻后無損的轉(zhuǎn)移至三角瓶中，用去離子水洗滌試管3～5 次使溶液體積達(dá)至80 mL，加入3 滴鄰啡啰啉指示劑，用0.05 mol·L-1硫酸亞鐵標(biāo)準(zhǔn)液滴定，溶液顏色由橙黃色變?yōu)樗{(lán)綠色，再變?yōu)榧t色即為滴定終點(diǎn)，根據(jù)所消耗的硫酸亞鐵溶液計(jì)算當(dāng)時(shí)準(zhǔn)確濃度。土壤pH 用酸度計(jì) (PHS-3B) 進(jìn)行測(cè)定(M土∶ M水= 1 ∶ 2.5)[30]；Eh 用電位法測(cè)定。

1.3 環(huán)境因子監(jiān)測(cè)

樣地內(nèi)布設(shè)有監(jiān)測(cè)氣象要素及土壤溫度、含水量、鹽分含量的傳感器。通過HMP155A 型溫濕度傳感器 (Vaisala，芬蘭) 測(cè)定空氣溫度與相對(duì)濕度，通過CS300 型傳感器 (Campbell，美國(guó)) 測(cè)定太陽總輻射，使用人工雨量筒測(cè)定降水量。0 - 10 cm、10 -20 cm、20 - 30 cm、30 - 40 cm 和40 - 50 cm 土層土壤溫度、含水量和鹽分含量均通過Hydra-Probe II型土壤傳感器 (Stevens，美國(guó)) 測(cè)定。上述傳感器均連接至CR1000 型數(shù)據(jù)采集器 (Campbell，美國(guó)) ，每10 min 記錄一次數(shù)據(jù)[31]。

1.4 數(shù)據(jù)分析

數(shù)據(jù)處理、分析及制圖采用Excel 2019、SPSS 21.0、Surfer 12 和OriginPro 9.1 軟件完成。采用單因素方差分析 (One-Way ANOVA) 及最小顯著性差異法 (LSD) 檢驗(yàn)WSOC 的季節(jié)與剖面變化的差異；用雙因素方差分析 (Two-Way ANOVA) 檢驗(yàn)季節(jié)與剖面變化及其交互作用對(duì)WSOC 的影響；用Pearson相關(guān)系數(shù)和逐步回歸法分析WSOC、WSOC/SOC 與土壤環(huán)境因子間的相關(guān)性及其影響因素。

基于2013 年1 月1 日 - 12 月31 日試驗(yàn)樣地實(shí)際監(jiān)測(cè)資料進(jìn)行凍融時(shí)期劃分，根據(jù)Chen 等[32]對(duì)凍融時(shí)期的劃分依據(jù)，將試驗(yàn)樣地土壤溫度的年變化過程歸為4 個(gè)凍融時(shí)期。凍融時(shí)期從表層開始進(jìn)行劃分，其中，融化過程期 (土壤溫度日最大值開始持續(xù)3 d ＞ 0.0 ℃、最小值持續(xù)3 d ≤ 0.0 ℃的第1 天開始計(jì)算) 、完全融化期 (土壤溫度日最小值開始持續(xù)3 d ＞ 0.0 ℃的第1 天開始計(jì)算) 、凍結(jié)過程期 (土壤溫度日最大值開始持續(xù)3 d ＞ 0.0 ℃、最小值持續(xù)3 d ≤ 0.0 ℃的第1 天開始計(jì)算) 和完全凍結(jié)期 (土壤溫度日最大值開始持續(xù)3 d ≤ 0.0 ℃。

2 結(jié)果與分析

2.1 凍融期劃分

3 月2 日 - 5 月6 日為融化過程期，5 月7 日 -9 月29 日為完全融化期，9 月30 日 - 10 月18 日為凍結(jié)過程期，1 月1 日 - 3 月1 日和10 月19 日 -12 月31 日為完全凍結(jié)期。采樣時(shí)間分別對(duì)應(yīng)不同的凍融時(shí)期：4 月28 日與5 月4 日為融化過程期，8 月2 日為完全融化期，9 月30 日與10 月5 日為凍結(jié)過程期，12 月31 日為完全凍結(jié)期。

2.2 土壤溫度、含水量與鹽分含量的變化特征

如圖3 所示，在全年中，土壤溫度呈“W”型變化，且在6 月 - 8 月達(dá)到峰值；表層土壤溫度季節(jié)變幅較大，隨土層深度增加，土壤溫度變化趨于平緩。各土層均會(huì)經(jīng)歷春季升溫、夏季融化、秋季降溫、冬季凍結(jié)的4 個(gè)階段，土壤熱量分布與傳輸因季節(jié)不同而呈現(xiàn)不同特點(diǎn)。

圖 3 2013 年不同土層土壤溫度、含水量、鹽分含量的季節(jié)變化Figure 3 Seasonal changes of soil temperature, moisture content , and salt content in different soil depths in 2013

本研究所測(cè)土壤含水量與鹽分含量分別為未凍結(jié)水含量以及存在于液態(tài)水中的那部分鹽分。如圖3 所示，在不同季節(jié)，各土層土壤含水量以及水分遷移程度略有不同，其中，在秋季凍結(jié)階段，各土層含水量均有不同程度凍結(jié)且中層土壤含水量高于表層與深層，并于30 - 45 cm 處形成極高能水區(qū)，其因多年凍土區(qū)的土壤為雙向凍結(jié)，導(dǎo)致大量水分從未凍結(jié)區(qū)不斷遷移至凍結(jié)鋒面，使得遷移水分蓄積形成中層高能水區(qū)。在冬季降溫階段，大量液態(tài)水凍結(jié)成冰，液態(tài)水含量降低且大多以薄膜水的形態(tài)存在[33]，而土壤溫度隨土層加深而升高，負(fù)溫區(qū)的未凍結(jié)水含量隨溫度升高而上升[34]，最終使土壤含水量隨土層加深而增加。在夏季融化階段，地表降水與融化的液態(tài)水會(huì)在重力作用下發(fā)生下滲，但下滲深度有限，故10 - 30 cm 形成高能水區(qū)。春季升溫階段，各土層液態(tài)含水量增加且表層高于深層，這與多年凍土區(qū)土壤單向消融有關(guān)。

在全年中，土壤鹽分含量與土壤含水量變化趨勢(shì)極為相似，表明土壤含水量對(duì)鹽分含量有直接影響[34]。在土壤處于非凍結(jié)狀態(tài)下，各土層鹽分隨液態(tài)水的流動(dòng)而發(fā)生遷移；當(dāng)土壤水分發(fā)生汽化或蒸發(fā)，鹽分則將累積于土壤剖面中；在土壤處于凍結(jié)狀態(tài)下，液態(tài)水與鹽分會(huì)隨著毛管水向上遷移，大量鹽分會(huì)隨液態(tài)水凍結(jié)而儲(chǔ)存在凍層中。

2.3 水溶性有機(jī)碳變化特征

各土層水溶性有機(jī)碳(WSOC)含量均具有明顯的季節(jié)變化特征，均呈冬春高夏秋低的“V”型分布(圖4) 。0 - 50 cm土層冬季W(wǎng)SOC含量為31.14 mg·kg-1，分別為春季、夏季與秋季0 - 50 cm 土層WSOC 含量的1.79、3.10 和2.26 倍，且冬季W(wǎng)SOC 含量顯著高于春季、夏季及秋季 (P ＜ 0.05) 。此外，0 - 10 cm、20 -30 cm、30 - 40 cm 土層WSOC 季節(jié)變化特征同0 -50 cm 土層；10 - 20 cm 土層冬季W(wǎng)SOC 含量最高且顯著高于夏秋季節(jié) (P ＜ 0.05) ，夏季W(wǎng)SOC 最低且顯著低于春季 (P ＜ 0.05) ；40 - 50 cm 土層WSOC季節(jié)變化均不顯著 (P ＞ 0.05) 。

同一季節(jié)，不同土層WSOC 隨土層深度增加均具有剖面變化特征，即春季遞減、夏季遞增、秋季呈“V”型，冬季呈倒“N”型分布 (圖4) 。春季與秋季各土層間WSOC 含量變化均無顯著差異 (P ＞ 0.05) 。夏季0 - 10 cm 土層 WSOC 含量顯著低于30 - 40 cm與40 - 50 cm 土層 (P ＜ 0.05) ；冬季0 - 10 cm 土層WSOC 含量顯著高于40 - 50 cm 土層 (P ＜ 0.05) 。全年WSOC 平均含量隨土層深度增加總體呈降低趨勢(shì)，其中20 - 40 cm 土層WSOC 含量趨于穩(wěn)定 (圖5) 。表層土壤WSOC 年均含量為21.27 mg·kg-1，分別為20 -40 cm 與40 - 50 cm 土層年均含量的1.21 和1.29 倍。

圖 4 不同土層土壤水溶性有機(jī)碳的季節(jié)變化Figure 4 Seasonal variation of water-soluble organic carbon in different soil depths

圖 5 不同土層土壤水溶性有機(jī)碳平均含量分布Figure 5 Distribution of mean content of water-solubleorganic carbon in different soil depths

2.4 土壤水溶性有機(jī)碳占有機(jī)碳比例變化特征

在0 - 50 cm 土層，WSOC 含量與SOC 含量的比值 (WSOC/SOC) 約為0.21%，各季節(jié)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 (分別為0.29%、0.25%、0.16%和0.14%) (圖6) 。不同土層WSOC/SOC具有明顯的季節(jié)變化規(guī)律，0 - 10 cm、10 - 20 cm 土層WSOC/SOC 均呈春冬高夏秋低的“V”型分布且夏季與秋季W(wǎng)SOC/SOC 均顯著低于冬季 (P ＜ 0.05) ；20 - 30 cm、30 - 40 cm、40 - 50 cm土層WSOC/SOC均呈夏冬高春秋低的“N”型分布，其中40 - 50 cm土層夏季W(wǎng)SOC/SOC 顯著高于春季 (P ＜ 0.05) ，但20 - 30 cm 與30 - 40 cm 土層季節(jié)變化均無顯著差異 (P ＞ 0.05) 。同一季節(jié)隨土層加深，WSOC/SOC 呈不同變化趨勢(shì)，即春季呈“M”型、夏秋季遞增、冬季呈“V”型；且除夏季0 - 10 cm 與10 - 20 cm 土層WSOC/SOC 均顯著低于40 - 50 cm 土層外 (P ＜ 0.05) ，春季、秋季與冬季各土層間WSOC/SOC 均無顯著差異 (P ＞ 0.05) 。

2.5 土壤水溶性有機(jī)碳及其占有機(jī)碳比值的影響因素

方差分析結(jié)果(表1)顯示，季節(jié)變化對(duì)WSOC 有極顯著影響 (P ＜ 0.01) ，對(duì)WSOC/SOC 有顯著影響(P ＜ 0.05) ；剖面變化對(duì)WSOC 無顯著影響 (P ＞ 0.05) ，對(duì)WSOC/SOC 有顯著影響 (P ＜ 0.05) ；季節(jié)變化與剖面變化的交互作用對(duì)WSOC、WSOC/SOC 均無顯著影響 (P ＞ 0.05) 。表明，季節(jié)變化對(duì)WSOC 的影響較剖面變化更大。

圖 6 土壤水溶性有機(jī)碳占有機(jī)碳比例的變化Figure 6 Variations in the ratio of soil water-soluble organic carbon to organic carbon

表 1 WSOC 與WSOC/SOC 的方差分析結(jié)果Table 1 The result of ANOVA for WSOC and WSOC/SOC

Pearson 相關(guān)分析表明 (表2) ，WSOC 的季節(jié)與剖面變化均與土壤溫度、土壤含水量、土壤鹽分、總輻射、氣溫、相對(duì)濕度和降水量呈顯著負(fù)相關(guān)(P ＜0.05)或極顯著負(fù)相關(guān)(P ＜ 0.01) 但與有機(jī)碳、pH、氧化還原電位無顯著相關(guān)關(guān)系(P ＞ 0.05)；WSOC/SOC的剖面變化與有機(jī)碳呈極顯著負(fù)相關(guān)(P ＜ 0.01)，而與pH 呈顯著正相關(guān)(P ＜ 0.05)，其季節(jié)變化與土壤溫度、總輻射和氣溫呈顯著負(fù)相關(guān)(P ＜ 0.05)。逐步線性回歸分析表明 (表3) ，WSOC 剖面與季節(jié)變化的主控因子分別為土壤含水量和土壤溫度，其中，土壤含水量與土壤溫度分別能夠解釋W(xué)SOC 剖面變異性的92.3% 以及季節(jié)變異性的71.9%，表明土壤含水量與土壤溫度可以作為預(yù)測(cè)WSOC 剖面與季節(jié)變化的指示性指標(biāo)；影響WSOC/SOC 剖面與季節(jié)變化的主控因子分別為pH 和土壤溫度，而pH 與土壤溫度能夠解釋W(xué)SOC/SOC 剖面變異性的95.2%以及季節(jié)變異性的32.8%。

表 2 環(huán)境因子與土壤WSOC、WSOC/SOC 的相關(guān)性分析Table 2 Correlation analyses between environmental factors and WSOC, WSOC/SOC

表 3 環(huán)境因子與土壤WSOC、WSOC/SOC 的回歸方程Table 3 Regression equations between environmental factors and WSOC, WSOC/SOC

3 討論

3.1 水溶性有機(jī)碳的剖面變化特征

WSOC 主要源于凋落物、根系分泌物、死亡根系以及微生物殘?bào)w，同時(shí)WSOC 也是微生物生命活動(dòng)所需物質(zhì)和能量的重要來源；其含量常受到降水量、土壤溫度、土壤含水量、凋落物、微生物活性與數(shù)量等多種因素影響[13,17]。本研究發(fā)現(xiàn)，疏勒河源區(qū)全年WSOC 平均含量隨土層深度增加呈下降趨勢(shì)(圖4)，這與已有研究結(jié)果一致[34]。此變化趨勢(shì)與調(diào)落物及根系分布有關(guān)，地表植被每年有大量凋落物回歸土壤，在地表形成凋落物層，凋落物的分解會(huì)促使近地表土壤中WSOC 含量增加[35]；另外，死亡根系與根系分泌物是WSOC 另一重要來源[36]，植被根系特別是草本植被的根系分布會(huì)隨土層加深而減少[37]，表明土層越深土壤活性碳庫(kù)越穩(wěn)定。

研究發(fā)現(xiàn)，土壤含水量會(huì)直接影響根際與土壤微生物活性，從而影響土壤WSOC 含量[38]，并且土壤WSOC 與土壤含水量正相關(guān)，其因高的土壤水分提高了微生物活性，促進(jìn)了水溶性有機(jī)物質(zhì)的生成[39-41]。曹建華等[42]則發(fā)現(xiàn)大部分的土壤微生物活性會(huì)因土壤干燥而極大減弱，使得WSOC 含量隨之下降。本研究中，土壤WSOC剖面分布特征主要與土壤含水量有關(guān)，即春季氣溫回升，土壤處于融化過程期，表層土壤開始發(fā)生消融，深層土壤仍處于凍結(jié)狀態(tài)，這使得表層土壤含水量高于深層，進(jìn)而導(dǎo)致表層土壤微生物的活性以及豐度均高于深層，并且凋落物主要分布于地表，微生物分解產(chǎn)生的WSOC 經(jīng)淋溶逐漸滲入深層土壤，故土壤表層WSOC 含量高于深層；夏季土壤處于完全融化期，水熱條件最為適宜，WSOC 主要以消耗為主，土壤含水量隨土層加深呈下降態(tài)勢(shì)使得深層土壤微生物新陳代謝減弱且豐度下降，導(dǎo)致深層土壤WSOC消耗量遠(yuǎn)小于表層；秋季氣溫驟降，土壤處于凍結(jié)過程期，各土層土壤含水量均有不同程度的下降，多年凍土區(qū)土壤雙向凍結(jié)使大量水分從未凍結(jié)區(qū)不斷遷移至凍結(jié)封面形成中層高能水區(qū)，中層微生物活性及數(shù)量明顯高于表層及深層，但中層可供分解形成WSOC 的死亡根系以及有機(jī)碎屑物數(shù)量有限使得WSOC 的消耗量大于生產(chǎn)量，故中層WSOC含量低于表層與深層；冬季持續(xù)低溫，土壤處于完全凍結(jié)期，各土層低于0 ℃的低溫環(huán)境使微生物活性很低[43]，土壤含水量隨土層加深而增加使土壤微生物數(shù)量與活性均高于淺層，但秋季中層土壤微生物的大量繁殖為冬季積存了大量死亡微生物，研究發(fā)現(xiàn)死亡微生物殘?bào)w可釋放出大量的WSOC 使中層WSOC 含量卻高于表層與深層[44]。疏勒河源區(qū)WSOC 剖面變化特征與劉榮杰等[4]、姜培坤[16]研究結(jié)果不同，這可能與研究區(qū)自然條件、環(huán)境因子、植被類型以及土層深度有關(guān)。

在疏勒河源區(qū)，土壤中長(zhǎng)期積累的SOC 與WSOC 沒有相關(guān)性?？梢姡磪^(qū)WSOC 含量主要與近期土壤生物過程相關(guān)，而土壤中長(zhǎng)期累積的SOC對(duì)其貢獻(xiàn)很少；這與土壤WSOC 和SOC 含量顯著正相關(guān)的結(jié)論[7,45]不一致，卻與土壤中長(zhǎng)期累積的有機(jī)質(zhì)與WSOC 含量無相關(guān)性的結(jié)論[43]一致，這可能與研究區(qū)生態(tài)環(huán)境有關(guān)。疏勒河源區(qū)土壤溫度較低，凋落物等有機(jī)物質(zhì)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 含量與WSOC 含量相差懸殊。

3.2 水溶性有機(jī)碳的季節(jié)變化特征

土壤活性有機(jī)碳對(duì)環(huán)境條件變化的高敏感性使WSOC 含量具有明顯的季節(jié)差異。本研究中冬季W(wǎng)SOC 含量顯著高于春季、夏季及秋季 (P ＜ 0.05) ，具體表現(xiàn)為冬季 ＞ 春季 ＞ 秋季 ＞ 夏季，這與之前的研究結(jié)果一致[4,46]。謝濤等[47]研究表明適宜的水熱條件，可以極大提高微生物的活性與植物的新陳代謝速率，而土壤溫度的降低會(huì)導(dǎo)致土壤微生物活性降低；劉帥等[48]研究提出高海拔區(qū)的土壤溫度一直較低，微生物呼吸與活性隨著土壤溫度的升高而增強(qiáng)。土壤溫度是影響疏勒河源區(qū)WSOC 季節(jié)變化的關(guān)鍵要素。春夏季節(jié)土壤中WSOC 含量會(huì)隨土壤溫度升高而降低，其因春季植物主要處于返青期，植物可提供的生長(zhǎng)產(chǎn)物 (凋落物、根系分泌物)有限，并且土壤處于融化過程期，土壤溫度和含水量增加，可促使微生物活性大大提高，導(dǎo)致WSOC因微生物的消耗而減少；夏季植物處于生長(zhǎng)季可供分解形成WSOC 的有機(jī)物質(zhì)較少，而WSOC 可作為微生物基質(zhì)被消耗，導(dǎo)致土壤中WSOC 的消耗量大于生產(chǎn)量。與此同時(shí)，夏季溫度達(dá)到全年峰值、微生物活性大為增強(qiáng)可加速WSOC 的消耗[13,43]。秋冬季節(jié)WSOC 含量會(huì)隨土壤溫度的降低而升高，其因秋季大多植物處于凋亡期，可供分解形成WSOC 的凋落物以及根系分泌物數(shù)量達(dá)到峰值[43]使WSOC 以積累為主，而冬季土壤溫度為全年最低，WSOC 的消耗量因微生物代謝活動(dòng)與WSOC 礦化作用減弱而明顯下降，且死亡微生物殘?bào)w可釋放出大量的WSOC使土壤中積累大量易利用成分[4,44]。

WSOC 季節(jié)變化常表現(xiàn)出不同的模式，劉榮杰等[4]對(duì)浙西北丘陵地區(qū)次生林與杉木林WSOC 研究發(fā)現(xiàn)次生林與杉木林WSOC 含量季節(jié)動(dòng)態(tài)基本一致，均表現(xiàn)為冬季 ＞ 春季 ＞ 秋季 ＞ 夏季，潘業(yè)田等[10]對(duì)川西亞高山云杉低效林林窗改造下WSOC 的研究發(fā)現(xiàn)夏秋季W(wǎng)SOC 含量較低，冬春季W(wǎng)SOC 含量較高，而劉帥等[48]對(duì)西南亞高山-高山海拔梯度上森林WSOC 時(shí)間動(dòng)態(tài)研究卻發(fā)現(xiàn)WSOC 含量在低溫末期(5 月) 含量最高。本研究中WSOC 含量呈“冬高夏低”型，與劉榮杰等[4]、徐秋芳[46]研究結(jié)果基本一致?？傊?，WSOC 的多種季節(jié)變化模式可能與研究區(qū)立地條件、土壤理化性質(zhì)和氣候條件等有關(guān)。

3.3 水溶性有機(jī)碳占有機(jī)碳比值的變化特征

土壤活性碳占總有機(jī)碳的比值比活性碳本身更能反映植被對(duì)土壤碳行為的影響[16-17]，其比值可用于反映土壤有機(jī)質(zhì)的質(zhì)量。WSOC 所占百分比越大，表明土壤有機(jī)質(zhì)越易被微生物分解[7]。本研究WSOC/SOC 季節(jié)與剖面變化特征與WSOC 不同，而土壤溫度是影響WSOC/SOC 季節(jié)變化的關(guān)鍵要素。土壤溫度可通過影響分子運(yùn)動(dòng)與微生物活性來改變 WSOC 的穩(wěn)定性、分解和生成速率，致使WSOC占總有機(jī)碳的比值隨之發(fā)生變化。同一季節(jié)隨土層加深WSOC/SOC 的剖面變化主要與pH有關(guān)，pH 會(huì)決定WSOC 在土壤中的吸附與釋放[7]。Kniters 和Mulder[49]研究表明，當(dāng)土壤pH 為7.4 時(shí)，土壤中60%～70%的WSOC 會(huì)被吸附，而當(dāng)pH 為4.5 時(shí)，土壤中幾乎全部的WSOC 被土壤吸附。疏勒河源區(qū)同一季節(jié)不同剖面pH 的不同必然會(huì)引起土壤顆粒對(duì)WSOC 的吸附能力的改變，導(dǎo)致土壤中WSOC 占總有機(jī)碳的比值發(fā)生變化。

本研究結(jié)果與前人研究結(jié)果不盡相同，汪偉等[35]研究表明不同季節(jié)土壤剖面WSOC/SOC 變化趨勢(shì)與WSOC 變化趨勢(shì)相同，即隨土層深度增加而降低，潘業(yè)田等[10]研究發(fā)現(xiàn)各樣地上下層WSOC/SOC季節(jié)變化規(guī)律相同，具體表現(xiàn)為春夏低秋冬高。疏勒河源區(qū)0 - 50 cm 土層各季節(jié)WSOC/SOC 比值范圍為0.14%～0.29%，與在大興安嶺北部森林的WSOC/SOC (0.08%～0.67%) 相比略低[17]，且明顯低于湘中丘陵區(qū)4 種森林土壤WSOC/SOC (2.00%～2.54%)[18]。上述差異產(chǎn)生可能與本研究區(qū)海拔較高，氣候條件惡劣，微生物新陳代謝能力受限有關(guān)，本研究區(qū)植被類型多以草類植物為主，形成的凋落物遠(yuǎn)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 在季節(jié)與剖面的變化特征可為全球氣候變暖背景下青藏高原多年凍土區(qū)活動(dòng)層土壤碳通量變化研究提供科學(xué)數(shù)據(jù)。

4 結(jié)論

疏勒河源多年凍土區(qū)季節(jié)變化對(duì)WSOC、WSOC/SOC 均有顯著影響，其中WSOC 呈冬春高夏秋低，WSOC/SOC 呈夏冬高春秋低。同一季節(jié)不同土層WSOC 與WSOC/SOC 隨土層深度的增加分別呈現(xiàn)不同變化，即WSOC 在春季遞減、夏季遞增、秋冬季波動(dòng)，而WSOC/SOC 在夏秋季遞增、春冬季波動(dòng)。本研究區(qū)WSOC、WSOC/SOC 對(duì)季節(jié)與土壤深度變化響應(yīng)敏感，土壤溫度是影響WSOC、WSOC/SOC季節(jié)變化的主控因子，土壤含水量和pH 分別是WSOC、WSOC/SOC 剖面變化的主控因素。土壤溫度與含水量主要通過影響WSOC 的形成與積累以及微生物對(duì)WSOC 的分解利用速率，進(jìn)而影響WSOC、WSOC/SOC 的季節(jié)與剖面變化。另外，pH 可通過改變土壤對(duì)WSOC 的吸附和釋放能力影響WSOC/SOC 剖面變化。