洪 輝

（塔里木河流域干流管理局，新疆庫爾勒 841000）

土壤水是干旱、半干旱地區(qū)天然植被生存、生長發(fā)育的基本條件，決定植被分布和動態(tài)變化，是生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)與功能的關(guān)鍵因素[1-3]。土壤濕度變化是降水、冠層截留、植物蒸騰、土壤蒸發(fā)、地表徑流、地下滲漏等多種因素綜合作用的結(jié)果，它對土壤—植被—大氣傳輸體（SVAT）中的物質(zhì)遷移過程具有重要影響[4-6]。中子儀測定法具有快速、省力、不破壞土壤結(jié)構(gòu)等優(yōu)點(diǎn)，并且其系統(tǒng)誤差和性能及測定土壤水分的精度已經(jīng)得到普遍認(rèn)可[7]。因此，利用中子儀研究土壤剖面含水量的變化，掌握干旱區(qū)退化生態(tài)系統(tǒng)土壤水的時空變化規(guī)律，對塔里木河下游受損生態(tài)系統(tǒng)的恢復(fù)具有極為重要的意義。

塔里木河下游自2000年實施生態(tài)輸水工程以來，斷流30多年的下游河段恢復(fù)了水文過程的完整性。塔里木河下游兩岸分布的自然植被主要是非地帶性的隱域植被，它們的生存不依賴大氣降水，而主要靠地下水供給其蒸騰和蒸發(fā)。但地下水是通過毛細(xì)管作用上升補(bǔ)給土壤水分，從而被植被吸收利用。因此，在一定意義上，地下水是通過改變土壤體積含水率來影響植被生長的。筆者利用塔里木河下游不同監(jiān)測剖面連續(xù)近5年的土壤水動態(tài)變化數(shù)據(jù)，試圖掌握塔里木河下游不同退化程度區(qū)土壤體積含水率的時空分布特征，深化對塔里木河下游生態(tài)輸水后生態(tài)水文過程理解，為塔里木河下游退化天然植被恢復(fù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料和方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于塔里木河下游大西海子至臺特瑪湖間，地理坐標(biāo)介于東經(jīng)87.6°～88.5°、北緯39.5°～40.6°（如圖1所示），屬暖溫帶荒漠干旱氣候，這里降水稀少，多年平均年降水量僅為20～50 mm；而年均蒸發(fā)量卻高達(dá)2 500～3 000 mm。該地區(qū)的地帶性植被是溫性灌木和半灌木，在河漫灘及兩岸的低階地發(fā)育著大面積非地帶性的草甸植被，形成由胡楊（Popu1us euphratica）、灌木和草本植物組成的面積廣闊的喬、灌、草帶[8]。塔里木河下游兩岸主要土壤類型有綠洲潮土、風(fēng)沙土、草甸土、鹽土等。近50年來，由于人類不合理的水土資源開發(fā)，塔里木河下游出現(xiàn)了極其嚴(yán)重的生態(tài)退化[9-10]。

圖1 塔里木河下游簡圖

1.2 研究方法

（1）樣點(diǎn)設(shè)置和數(shù)據(jù)獲取。為全面、準(zhǔn)確地掌握塔里木河下游輸水后土壤水的變化過程，在塔里木河下游離輸水水源大西海子水庫由近及遠(yuǎn)不同距離處，選取英蘇和依干布及麻2個典型斷面，分別垂直于輸水河道，按一定間距布設(shè)2～3 個長期固定土壤水監(jiān)測剖面。土壤含水量測定采用中子水分儀（CNC503DR 型，北京核子儀器有限公司制造，該儀器測定的是土壤非飽和帶的容積水分含量，其主要技術(shù)參數(shù)如下：測量范圍為0～70%；當(dāng)含水量0～40%時觀測精度為2%，當(dāng)含水量40%～70%時觀測精度為3%）。土壤水含水量測定頻率是每年每月1次，在輸水期間和輸水后每月監(jiān)測2 次。這里采用的數(shù)據(jù)是2002年8月—2006年12月。

（2）數(shù)據(jù)處理。統(tǒng)計學(xué)表明，土壤體積含水率的平均值代表研究尺度內(nèi)土壤體積含水率的集中趨勢，標(biāo)準(zhǔn)差和變異系數(shù)（Cv）表明土壤體積含水率對中心位置的偏離（變異性）程度，它們分別為土壤體積含水率數(shù)據(jù)分布位置、分散情況、分布形狀的量度[11-12]。H111e1（1980）認(rèn)為當(dāng)某一土壤特性參數(shù)的變異系數(shù)Cv≤10%時為弱變異性，當(dāng)10%＜Cv＜100%時為中等變異性，當(dāng)Cv≥100%時為強(qiáng)變異性[13]。變異系數(shù)計算公式為：

式中：S 表示一組數(shù)據(jù)的標(biāo)準(zhǔn)差；Xˉ表示該組數(shù)據(jù)的平均數(shù)。

利用單因素方差分析法（one-way ANOVA）和多重比較法（LSD）計算各斷面離河道不同距離間不同土層的土壤體積含水率差異，并對其變化差異進(jìn)行單一樣本T檢驗。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤含水率的空間變異性特征

8 次輸水后（2006年11月），塔里木河下游典型斷面的土壤體積含水率在垂直方向上變化的統(tǒng)計特征見表1。在地表以下0～280 cm 土層范圍內(nèi)，隨著土壤深度增加，土壤體積含水率整體呈現(xiàn)先減少后增加趨勢。而各層土壤體積含水率變異系數(shù)存在明顯差異。輸水后在地表60 cm 以下，土壤體積含水率的空間差異性極其顯著（p＜0.001）。

在水平方向上，各斷面離河道不同距離土壤體積含水率差異性明顯（如圖2上所示）。在0～280 cm土層范圍內(nèi)，離水源較近的英蘇斷面的土壤平均含水率要明顯高于離水源較遠(yuǎn)的依干布及麻斷面的土壤平均含水率，在同一斷面離河道較近的土壤平均含水率要高于離河道較遠(yuǎn)的土壤平均含水率。各斷面土壤體積含水率的空間變異系數(shù)規(guī)律性明顯（如圖2 下所示）。整體上英蘇斷面的土壤體積含水率空間變異程度低于依干布及麻斷面，但土壤體積含水率變化規(guī)律不同的是在離河道不同距離的土壤體積含水率的空間差異性表現(xiàn)出相反的變化規(guī)律。英蘇斷面的離河道較近的C1號監(jiān)測孔，屬于中等變異性；離河道較遠(yuǎn)的C2號監(jiān)測孔，變異程度加大。但在依干布及麻斷面，離河道較近的H1號監(jiān)測孔土壤體積含水率變異性很高，屬于強(qiáng)變異性；離河道較遠(yuǎn)的H2號監(jiān)測孔土壤體積含水率空間變異性較低。這說明，離水源越近，近河道的土壤體積含水率變異性低于遠(yuǎn)河道的土壤體積含水率變異性，離水源越遠(yuǎn)近河道的土壤體積含水率空間變異程度要高于遠(yuǎn)河道的變異程度。

表1 塔里木河下游輸水后主要斷面土壤體積含水率統(tǒng)計特征值

通過對各斷面不同距離的含水量進(jìn)行單因素的方差分析（見表2），不同土層含水率之間除20 cm土層的差異性不顯著外，其他各土層之間的差異性極顯著（p＜0.001）。對于同一斷面，英蘇斷面除了20 cm土層外，其他各土層的C1和C2號監(jiān)測孔的土壤含水率差異性都很顯著（a=0.05）；而依干布及麻斷面的H1和H2號監(jiān)測孔的土壤含水率僅在40～60 和240～280 cm土層范圍內(nèi)，兩者差異性顯著（a=0.05），在80～220 cm 土層范圍內(nèi)兩者的差異性不顯著（a=0.5）。對于不同斷面，英蘇和依干布及麻斷面，除了C2和H2號監(jiān)測孔在20～40 和280 cm 土層外，4 個監(jiān)測孔間的土壤含水率差異性顯著（a=0.05）。

圖2 塔里木河下游輸水后英蘇和依干布及麻斷面監(jiān)測孔的土壤體積含水率和變異系數(shù)變化

從不同土壤體積含水率和變異系數(shù)隨土壤深度的變化曲線可以看出：各剖面土壤體積含水率變化在地表以下0～3 m深度范圍內(nèi)有3個特征明顯不同的變化層，即水分散失層、水分增加層和水分變化層（見表3）。以英蘇斷面為例，C1號監(jiān)測孔0～60 cm土層的土壤體積含水率較低，變化幅度較小，變異系數(shù)較低；60～100 cm 土層的含水率顯著增加，增幅最大，變異系數(shù)較高；100～280 cm 土層的含水率仍在上升，但增幅有所減緩，變異程度明顯下降。

表2 不同監(jiān)測樣點(diǎn)之間的方差分析與多重比較

2.2 土壤含水率的時序性特征

受間歇性輸水的影響，塔里木河下游各斷面土壤體積含水率隨時間變化規(guī)律十分明顯（如圖3 所示）。以英蘇斷面為例，離河道較近的C1號監(jiān)測孔土壤體積含水率隨著間歇性輸水變化十分明顯：在0～140 cm土層內(nèi)，在輸水期間土壤體積含水率上升幅度很快，如在第4次輸水后（2002年12月）土壤平均含水率為3%，第5次（I）輸水后（2003年7月）上升到9%，第7 次（I）輸水后（2005年8月）上升到12%；在停水期間土壤體積含水率略有下降，但隨著輸水次數(shù)和時間的延續(xù)整體呈上升趨勢。在140 cm 土層以下，隨著深度增加，土壤體積含水率隨輸水時間變化的升降幅度減弱。在160～280 cm土層范圍內(nèi)，土壤體積含水率隨著時間延續(xù)開始呈現(xiàn)整體下降趨勢，但在整個輸水過程中其升降幅度明顯，尤其是在240 cm 土層以下土壤體積含水率的升降變化與輸水時間和次數(shù)關(guān)系密切。

表3 塔里木河下游典型斷面各土層土壤體積含水率變化

離水源距離較遠(yuǎn)的依干布及麻斷面土壤體積含水率隨時間變化明顯晚于C 斷面。以H1號監(jiān)測孔為例，0～120 cm土層土壤體積含水率在2002年9月—2003年12月普遍較低，在2004年2月—2006年12月上升幅度很大；120～200 cm土層土壤體積含水率上升的時間比0～120 cm 土層要早，其中120～160 cm 土層在2003年12月5日左右達(dá)到高峰、180 和200 cm土層分別于2003年11和10月中旬達(dá)到最高值，此后至2004年2月27日即在第6次輸水之前各土層土壤體積含水量降至最低；200～280 cm土層土壤體積含水率在第5 次（I）和第5 次（II）輸水中出現(xiàn)2個高峰期。此后，隨著輸水時間的延續(xù)，除280 cm深度的土壤體積含水率逐漸降低，其他深度的土壤體積含水量變幅很小。

3 結(jié)論

（1）塔里木河下游8 次輸水后土壤體積含水率在空間上有很強(qiáng)的變異性。垂直方向上，土壤體積含水率隨著土壤深度增加整體呈先減少后上升趨勢，且各層土壤體積含水率變異性存在明顯差異。

（2）根據(jù)各斷面土壤體積含水率和變異系數(shù)隨土壤深度的變化特征，塔里木河下游主要斷面土壤體積含水率變化在地表以下0～3 m 深度范圍內(nèi)有3 個特征明顯不同的變化層，即水分散失層、水分增加層和水分變化層。各斷面在同一土層深度下土壤體積含水率差異顯著。

圖3 英蘇和依干布及麻斷面監(jiān)測孔土壤體積含水率時間變化

（3）塔里木河下游輸水后土壤體積含水率變化在時間上具有不穩(wěn)定性。隨著土層深度增加和間歇性輸水的延續(xù)，離河道較近的土壤體積含水率對輸水過程的響應(yīng)要明顯高于離河道較遠(yuǎn)的土壤體積含水率對輸水過程的響應(yīng)；在離水源距離較近的土壤體積含水率變化明顯早于離水源較遠(yuǎn)的土壤體積含水率變化。

[1]趙傳燕，馮兆東，南忠仁.黃土高原西部土壤水分時空變化模擬研究——以安家坡流域為例[J].冰川凍土，2007，29（5）：785-794.

[2]Baird，Andrew J，Robert L Wi1by. Eco-hydro1ogy[M]. Lon?don：Rout1edge，1998.

[3]李王成，馮紹元，康紹忠，等.石羊河中游荒漠綠洲區(qū)土壤水分的分布特征[J].水土保持學(xué)報，2007，21（3）：138-157.

[4]王云強(qiáng)，張興昌，從偉，等.黃土區(qū)不同土地利用方式坡面土壤含水率的空間變異性研究[J]，農(nóng)業(yè)工程學(xué)報，2006，22（12）：65-71.

[5]邱揚(yáng)，傅伯杰，王軍，等.土壤水分時空變異及其與環(huán)境因子的關(guān)系[J].生態(tài)學(xué)雜志，2007，26（1）：100-107.

[6]肖洪浪，李錦秀，趙良菊，等.土壤水異質(zhì)性研究進(jìn)展與熱點(diǎn)[J].地球科學(xué)進(jìn)展，2007，22（9）：955-959.

[7]毛飛，任三學(xué)，劉庚山，等.中子儀測量農(nóng)田土壤水分精度的比較研究[J].中國生態(tài)農(nóng)業(yè)學(xué)報，2005，13（4）：103-106.

[8]Xu H L，Ye M，Song Y D，et a1. The natura1 vegetation re?sponses to the groundwater change resu1ting from eco1ogica1 water conveyances to the LowerTarim River[J].Environ Monit Assess，2007，131：37-48.

[9]宋郁東，樊自立，雷志棟.中國塔里木河流域水資源與生態(tài)問題研究[M].烏魯木齊：新疆人民出版社，1999.

[10]王讓會，樊自立.利用遙感和GIS研究塔里木河下游阿拉干地區(qū)土地沙漠化[J].遙感學(xué)報，1998，2（2）：137-142.

[11]劉玉玫.統(tǒng)計學(xué)基礎(chǔ)[M].北京：中國統(tǒng)計出版社，2002.

[12]呂貽忠，胡克林，李保國.毛烏素沙地不同沙丘土壤水分的時空變異[J].土壤學(xué)報，2006，43（1）：152-154.

[13]胡順軍，康紹忠，宋郁東，等.渭干河灌區(qū)土壤水鹽空間變異性研究[J].水土保持學(xué)報，2004，18（2）：10-20.