引 言

青藏高原上土壤的冻融状况反映了高原地表和大气之间的水热交换变化[1]。近年来，青藏高原高寒湿地呈现强烈的退化趋势[2]，湿地面积萎缩10%以上，且长江源区的沼泽湿地退化最为严重[3]。高寒湿地的严重退化是由于多种因素打破了湿地原有的水分平衡，从而导致不可逆转的变干。高原土壤冻融过程不仅在干湿转换季极大地影响着土壤和大气之间水分和能量的交换过程，而且对高原上空及东亚地区的大气环流、中国夏季降水有重要影响[4-7]。地表活动层的水热动态过程已成为青藏高原地气相互作用研究的关键问题之一，然而，由于土壤冻融过程中活动层的水热传输过程极其复杂，使得高寒土壤的水热研究成为陆面过程研究的难点之一[8-10]。研究高原冻土活动层的水热过程有助于进一步认识青藏高原地气相互作用。此外，我国水资源严重缺乏[11]，高寒湿地作为青藏高原的重要蓄水区，是许多大江、大河的发源地，其冻融过程对区域气候及下游水资源供给、生态系统具有重要意义。

关于青藏高原冻土的研究主要集中在高寒草甸[8-10]或高寒草原[12]，而对高寒湿地的研究主要体现在湿地的时空变化[13-17]及通量变化[18-20]，缺乏其冻融特征研究[21]，尤其是江河源区。基于此，本文利用玉树州隆宝滩沼泽湿地的微气象站2011年9月至2012年11月观测资料，分析探讨高寒沼泽湿地在整个冻融期内土壤温湿度的变化情况，揭示其冻融变化规律。

1 研究区概况

隆宝滩湿地位于青海省玉树州，距玉树县城约80 km，是国家级自然保护区，海拔4 208 m，年平均气温2.9 ℃，年平均降水量480 mm。该湿地为高山草甸沼泽区，面积约45 km2，由隆宝湖及益曲穿沼泽低洼地而形成的5个淡水湖及众多小湖组成，是长江支流隆宝河的发源地。隆宝湖水域面积约5 km2，平均水深5～6 m，最深处为20 m。隆宝滩湿地分布着典型的高寒沼泽湿地，牧草种类以莎草科植物为主，有臧崇草(kobresiatibetica)、小嵩草(kobreciaparva)、矮嵩草(kobresiahumilis)。

图1 隆宝高寒湿地试验站地理位置及景观 Fig.1 The location and landscape of alpine wetland station in Longbao of Qinghai

2 数 据

所用数据是青海省气象科学研究所在隆宝滩中部建立的微气象试验站，该站是高原上少有且较为典型的高寒湿地试验站，地理坐标96°30′E、33°12′N。观测时间为2011年9月至2012年11月，分析时段选取2011年11月1日至2012年10月31日。该自动气象站是一款用于小气候测量的标准自动气象站，有能适应低温环境的CR1000数据采集器，可以保证系统在高原极为恶劣条件下的数据采集和传输。

观测中设置了5层深度(5 cm、10 cm、20 cm、30 cm、40 cm)土壤温、湿度探头，数据每10 min自动采集一次，并对数据进行质量控制，剔除仪器架设初期及仪器故障时的不合理数据。观测仪器及规格如表1所示。

3 结果与分析

3.1 高寒湿地土壤温湿月变化

高寒湿地因高海拔、低气温，其土壤呈现显著冻融现象，加之较高的土壤含水率，与高寒草甸高寒而低含水率、干旱荒漠区高温低湿[22-23]以及黄土高原厚黄土高蒸散[24-25]等地表水热变化特征有显著不同。土壤温度的变化直接反映了冻融过程，0 ℃为冻融临界。图2是2011年11月1日至2012年10月31日土壤温、湿度月变化，可以看出，土壤温、湿度受土壤冻融过程影响显著，整体呈现冬季低、夏季高的变化特征。其中，5—10月地温均在0 ℃以上，为非冻结期，12月至次年3月均在0 ℃以下，为冻结期，而4月和11月在0 ℃附近，是冻融转换期。5 cm地温变化幅度最大，在冻结期低于其他各层，而在非冻结期却高于其他各层，变化幅度达18.3 ℃；与5 cm地温变化趋势不同，10 cm地温在冻结期高于其他各层，而在非冻结期却低于其他各层，变化幅度最小；其他各层，冻结期40 cm、20 cm、30 cm地温依次增大，而在非冻结期正相反[图2(a)]。由此可见，高寒沼泽湿地的地温变化由上至下存在一定的不规律性，这与藏北高原高寒草甸的地温变化趋势存在显著差异[4]，亦不同于干旱荒漠区[22-23]和黄土高原区[24-25]，这可能因高寒沼泽性湿地特殊的地表所致。地表最上层受地气交换作用影响显著，季节变化幅度较大，而下面各层由于根系分布、土壤水含量以及土壤物理性质不同导致了这种特殊的热传导。

土壤湿度的变化通过影响地表反照率、土壤热参量以及蒸发和蒸腾来改变陆气间的水分和能量平衡，从而改变大气边界层结构，进而引起气候变化[26]。冻融过程对土壤水分具有显著影响，当土壤水分处于很低水平时，说明土壤冻结导致液态含水量下降，当土壤融化后土壤液态含水量增加。从图2(b)中看出，高寒沼泽湿地土壤水分在11月之后开始下降，次年1月降至10%左右，4月开始增加，6月达到70%左右，其后变化不大保持一较高水平，年变化幅度60%。当土壤开始冻结时，土壤含水率由上至下开始下降，表层首先下降最快；当土壤开始融化时，土壤含水率由上至下开始上升，同样表层首先上升最快。

表1 观测仪器及规格 Tab.1 The instruments and their specifications in the observation station of Longbao wetland

观测要素传感器型号量程精度土壤温度10K3A11B型-50～70℃±0.2℃(0～70℃时);±0.5℃(-50℃时)土壤湿度CampbellCS6160%～100%VWC(volumewatercontent)±2.5%VWC

图2 高寒湿地土壤温度(a)、湿度(b)的季节性变化 Fig.2 Seasonal variation of soil temperature (a) and soil water content (b) in alpine wetland

电视剧《三生三世十里桃花》引发了2017年的第一波追剧狂潮，而于朦胧饰演的白真也让他“温暖系男子”的形象成为观众心目中“润物细无声”般的存在。

3.2 高寒湿地土壤温湿日变化

青藏高原大部地区存在频繁的日冻融循环，土壤冻融状态的频繁变化极大地影响了土壤和大气之间的水分和能量交换[27]。不考虑盐分对土壤冻结点的影响，土壤温度低于0 ℃时认为处于冻结状态，而高于0 ℃时则认为处于消融状态。图3是高寒沼泽湿地各季节地温逐时变化。可以看出，冬季土壤全部封冻，各层温度均在0 ℃以下，其中5 cm和40 cm地温存在显著的日变化，而10 cm、20 cm和30 cm地温一天之中较为稳定，尤其是10 cm和30 cm[图3(a)]；春季是土壤的冻融转换期，5 cm和40 cm地温均在0 ℃以上，中间各层处于-1～0 ℃之间，且5 cm和40 cm地温有显著的日变化，而其他层地温较稳定，其中5 cm处地温波动幅度达4 ℃[图3(c)]；夏季各层地温均已达到5 ℃以上，同冬、春季一样，5 cm和40 cm地温有较大的日变化，而其他各层较为稳定，其中5 cm地温变化幅度达8 ℃[图3(e)]；秋季是土壤由融化状态开始进入封冻状态阶段，各层地温均已降至5 ℃以下，其中5 cm、40 cm地温分别有4 ℃、1.5 ℃左右幅度的日变化，其余各层基本处于稳定状态[图3(g)]。然而，土壤水分的日变化不甚显著，仅地表5 cm处有一定的波动[图3(b)、图3(d)、图3(f)和图3(h)]，这可能是受蒸散发的影响所致。

3.3 高寒湿地冻融转换期土壤温湿变化

冻融转换期是土壤由冻结(融化)向融化(冻结)转换的时期，此时土壤各物理量的变化最为显著。从图2中看出，高寒湿地区地温由0 ℃以下转为0 ℃以上的时期为4—6月，而由0 ℃以上转为0 ℃以下的时期为11月至次年1月，将这两个时期定义为高寒湿地的冻融转换期。图4是高寒湿地冻结和融化过程中土壤的温湿变化，以0 ℃线为参考，发现高寒湿地土壤的冻结和融化过程持续70 d左右。

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冻结过程中，土壤0 ℃线同样存在显著的三层结构[图4(c)]。其中，5 cm处在11月初便降至0 ℃以下，10 cm处则在12月中旬降至0 ℃以下，20 cm处在11月下旬降至0 ℃以下，30 cm处在12月初降至0 ℃以下，40 cm处则在11月上旬降至0 ℃以下。冻结过程中土壤含水率的变化与融化过程正相反[图4(d)]，基本由上至下逐渐降低，土壤越深含水率下降过程越缓慢，其中10 cm和30 cm处与其他各层有明显差别。

图3 高寒湿地各季节土壤温度(a、c、e、g)、湿度(b、d、f、h)日变化特征 Fig.3 Diurnal variation characteristics of soil temperature (a, c, e, g) and soil water content (b, d, f, h) in alpine wetland in four seasons

图4 高寒湿地融(a、b)、冻(c、d)转换期土壤温度(a、c，单位：℃)和湿度(b、d，单位：%)逐日变化 Fig.4 Daily variation characteristics of soil temperature (a, c, Unit:℃) and soil water content (b, d, Unit:%) during the melting (a, b) and freezing (c, d) transition periods in alpine wetland

综上所述，在融化和冻结过程中高寒湿地地温的变化基本呈三层结构，10 cm以上为一层，10～30 cm之间为一层，30 cm以下为一层；10 cm和30 cm处的土壤含水率与其他各层存在较为显著的差异，这可能与地温的三层结构有一定关系。

为进一步说明冻融转换期土壤地温的三层结构，对比了该时期相邻两层土壤之间的温、湿度差值变化(图5)，差值均由上层减去下层。土壤融化期间[图5(a)和图5(b)]，5 cm与10 cm地温差值在4月初达到0 ℃之后整体呈持续增加趋势，温差最大达10 ℃左右，表明热量在此期间是由上向下传递，且随着表层气温迅速上升，温差也越大；5 cm与10 cm土壤含水率差值在4月上旬有一短暂的剧增和回落，峰值接近40%，而后逐渐下降，在4月下旬下降至0%以下，并处于一恒定的负值。10 cm与20 cm地温差值在5月中旬开始呈持续减小趋势，说明热量由下层向上层传递，且随着表层气温的升高，温差越大；土壤含水率差值先增后减，在5月上旬逐渐稳定，最大差异接近50%，说明20 cm处含水率在5月上旬之后逐渐与10 cm处接近。20 cm和30 cm地温差值的日变化特征与10 cm和20 cm差值类似，但为正值，即温度传递方向为由上向下，且在5月下旬以后差值较稳定；土壤含水率差值4月较小，不足10%，5月初开始迅速增加，而后维持在50%左右，5月下旬开始持续下降，至6月中旬下降至0%以下，逐渐趋稳。深层30 cm和40 cm土壤温度差值在4月下旬开始负向增加，直至5月下旬降至-5 ℃左右，并趋于稳定；土壤含水率始终处于较稳定的负值，但在6月上旬出现较大负向波动。

Hashweh也强调教师的PCK是其在教学实践中自主建构的，但是他认为PCK的本质是价值性和叙事性的：PCK是教师个人教学建构的结果，这种建构是基于种种教学事件集合而成的，是教师不断通过对所教主题的设计、教学和反思发展而来的[7].因此，他将PCK界定为是一种个人知识，是教师各种教学建构的集合，即教师教学建构(Teacher Pedagogical Constructions,简称TPCs).它是一种创造性的过程，这种过程会受到教师其它知识和信念交互作用的影响，并形成了教学建构不同的分类方式.

图5 高寒湿地融(a、b)、冻(c、d)转换期土壤相邻层温度(a、c)、湿度(c、d)差值日变化 Fig.5 Daily variations of soil temperature (a, c) and water content (c, d) difference between adjacent layers during the melting (a, b) and freezing (c, d) transition periods in alpine wetland

在土壤冻结过程[图5(c)和图5(d)]中，5 cm与10 cm地温差值在11月基本保持在-2 ℃，12月上旬开始差值逐渐拉大，达-4 ℃左右；土壤含水率差值11月中旬之前呈单谷型，且10 cm处的含水率高于5 cm，这是5 cm处含水率先下降所致，11月下旬开始，由于深层土壤冻结，5 cm与10 cm处差值趋于0。10 cm与20 cm土壤温差在11月稳定在1 ℃左右，12月开始波动增长，至12月中旬以后围绕着2 ℃上下波动；土壤含水率差值在11月呈负向先增后减，至12月初减至0%附近，下层略高于上层。20 cm和30 cm地温差值基本徘徊在-1 ℃左右，仅在12月初有一不显著的突降；土壤含水率差值在11月下旬至12月末也呈负向先增后减，1月初转变为正值，之后稳定在0%附近。30 cm和40 cm处地温差值11月下旬之前稳定在1 ℃附近，之后逐渐增加至2.5 ℃左右，12月末出现一小幅度的回降，温差回落到2 ℃附近；土壤含水率差值12月中旬之前稳定在-5%附近，之后出现一小幅度波动，波谷值约-20%，1月初又恢复至之前水平。

上述分析可见，除40 cm外，高寒湿地土壤含水率在融化期间上层高于下层，而在冻结期则是上层低于下层；10 cm和30 cm处地温在土壤融化期间明显低于相邻两层，而在冻结期间却高于相邻的两层，说明高寒湿地热量不是按梯级传递的，这种特殊的温度分布特征与高寒草地明显不同。导致这种特殊的地温分布特征可能由高寒湿地在冻融过程中土壤含水率变化、土壤物理属性以及植被根系分布等因素共同作用所致。目前由于缺乏其他因素的定量观测，暂无法科学地给出解释。

4 结 论

(1)高寒沼泽湿地土壤温、湿度在冻融过程中存在特殊的季节性变化特征。5 cm地温变化幅度最大，在冻结期低于其他各层，而在非冻结期却高于其他各层，变化幅度最大，达18.3 ℃；10 cm地温在冻结期高于其他各层，而在非冻结期却低于其他各层，且变化幅度最小；其他各层地温在冻结期自40 cm、20 cm、30 cm依次增大，而在非冻结期正相反。可见，高寒沼泽湿地的地温在冻融过程中并非由上至下依次变化，这不同于藏北高原高寒草甸的地温变化趋势，这可能由沼泽湿地这种特殊的地表所导致。土壤湿度在冻结期仅有10%，而在非冻结期高达70%。当土壤开始冻结时，土壤含水率由上至下开始下降，表层首先下降最快；当土壤开始融化时，土壤含水率由上至下开始升高，同样表层首先上升最快。

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(2)高寒沼泽湿地土壤表层和深层存在显著日变化特征，但不同季节日变化幅度差异较大。5 cm和40 cm地温有显著的日变化，而中间各层均较为稳定，其中夏季日变化最为明显，变化幅度达8 ℃。各季节土壤水分的日变化不显著，仅地表5 cm处有一定波动，这可能是受蒸散发的影响。

(3)冻融转换期高寒湿地土壤温度的垂直分布存在显著的三层结构，即10 cm以上为一层，10～30 cm之间为一层，30 cm以下为一层，10 cm和30 cm处与邻近层的温度差异是导致其特殊垂直分布的主要原因。土壤含水率的垂直分布较为规律，各层之间有较好的一致性，随着土壤深度的加深，土壤含水率冻结期逐渐增加，融化期逐渐减小，且深层比浅层土壤含水率的变化时间明显滞后。

参考文献：

按试验设计要求，于2016年10月15日、2016年12月15日、2017年2月15日分3次播种，每小区播种量为30粒种实，播种后不浇水；待出苗后，根据温棚基质干湿状况，不干不浇，浇则浇透，其余不浇水。

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2.2.3 非结构化数据给图书馆带来的优势。传统数据库是处理结构化数据的，而现在80%数据都是非结构化，恰恰大数据正好是处理非结构化数据的，由于产生了NoSQL数据库，这种数据库具有支持Base特性，支持届量数据等特性[16]。

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融化过程中，土壤0 ℃线并未随时间呈现自上而下逐渐变化的趋势，这与土壤含水率的变化存在必然联系。从图4(a)看出，土壤0 ℃线在4月初便开始出现，其中5 cm处0 ℃线在4月中旬很快消失，而10 cm处却一直持续到6月中旬，20 cm处持续到5月上旬，30 cm处持续到5月下旬，40 cm处仅持续到4月下旬。可见，高寒湿地土壤在融化过程中的热量并非按一定的梯度进行传输，而是呈明显三层结构，各层土壤温度变化不连续。从同时期的土壤含水率变化[图4(b)]来看，土壤含水率基本由上到下随时间逐渐增加，其中10 cm附近土壤含水率在5月中旬之后率先升至70%以上，而其他大部土层直至6月上旬才达到70%；土壤含水率的变化较为规律，随着土壤深度加深，深层比浅层的变化滞后时间更长，其中5 cm处含水率在4月初开始升高，随后几天10 cm处便迅速上升，而20 cm处则在5月初才升高，30 cm和40 cm处则在6月初同时达到70%左右。

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将我院在2016年10月~2018年1月期间实施腹腔镜手术的患者82例随机分成对照组(n=41)与实验组(n=41),其中对照组中男女比例24:17;年龄21.4~67.9岁,平均年龄(43.5±3.4)岁;阑尾炎14例,胆囊炎9例,结肠癌1例;实验组中男女比例23:18;年龄22.1~68.4岁,平均年龄(44.2±4.1)岁;阑尾炎13例,胆囊炎10例,结肠癌1例,对比两组一般资料(p<0.05)。

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①对MC的不完全维修。假设第l次MC失效发生在t=τl时刻，此时对所有MC进行不完全维修，维修后MC的年龄减少aτ个时间单位，其中a为改善因子。于是维修后MC的寿命分布变为Fm(l,t,τl)=Fm(t-aτl)。记Nm(t)为(0,t]时间内MC的失效次数，则Nm(t)的分布为

2.4.3 全氮 土壤全氮含量普遍也较高(图3c)，和有机质含量分布规律较为一致。含量属上等(全氮含量>1.5g/kg)的耕地土壤面积有386.84 km2，占全县耕地面积的88.06%，主要分布在长顺县的北部、西部和南部乡镇；没有下等(小于0.5 g/kg)耕地土壤。