塔里木河下游河道輸水對沿岸土壤含水率的影響分析

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

塔里木河下游自2000年實施生態輸水工程以來，斷流30多年的下游河段恢復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。但地下水是通過毛細管作用上升補給土壤水分，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測剖面連續近5年的土壤水動態變化數據，試圖掌握塔里木河下游不同退化程度區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輸水后生態水文過程理解，為塔里木河下游退化天然植被恢復提供科學依據。

1 材料和方法

1.1 研究區概況

研究區位于塔里木河下游大西海子至臺特瑪湖間，地理坐標介于東經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；而年均蒸發量卻高達2 500～3 000 mm。該地區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，塔里木河下游出現了極其嚴重的生態退化[9-10]。

圖1 塔里木河下游簡圖

1.2 研究方法

（1）樣點設置和數據獲取。為全面、準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2～3 個長期固定土壤水監測剖面。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，其主要技術參數如下：測量范圍為0～70%；當含水量0～40%時觀測精度為2%，當含水量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測2 次。這里采用的數據是2002年8月—2006年12月。

（2）數據處理。統計學表明，土壤體積含水率的平均值代表研究尺度內土壤體積含水率的集中趨勢，標準差和變異系數（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據分布位置、分散情況、分布形狀的量度[11-12]。H111e1（1980）認為當某一土壤特性參數的變異系數Cv≤10%時為弱變異性，當10%＜Cv＜100%時為中等變異性，當Cv≥100%時為強變異性[13]。變異系數計算公式為：

式中：S 表示一組數據的標準差；Xˉ表示該組數據的平均數。

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，并對其變化差異進行單一樣本T檢驗。

2 結果與分析

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計特征見表1。在地表以下0～280 cm 土層范圍內，隨著土壤深度增加，土壤體積含水率整體呈現先減少后增加趨勢。而各層土壤體積含水率變異系數存在明顯差異。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，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規律性明顯（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出相反的變化規律。英蘇斷面的離河道較近的C1號監測孔，屬于中等變異性；離河道較遠的C2號監測孔，變異程度加大。但在依干布及麻斷面，離河道較近的H1號監測孔土壤體積含水率變異性很高，屬于強變異性；離河道較遠的H2號監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河道的土壤體積含水率變異性，離水源越遠近河道的土壤體積含水率空間變異程度要高于遠河道的變異程度。

表1 塔里木河下游輸水后主要斷面土壤體積含水率統計特征值

通過對各斷面不同距離的含水量進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號監測孔的土壤含水率僅在40～60 和240～280 cm土層范圍內，兩者差異性顯著（a=0.05），在80～220 cm 土層范圍內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號監測孔在20～40 和280 cm 土層外，4 個監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測孔的土壤體積含水率和變異系數變化

從不同土壤體積含水率和變異系數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，變異系數較低；60～100 cm 土層的含水率顯著增加，增幅最大，變異系數較高；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 不同監測樣點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，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，但隨著輸水次數和時間的延續整體呈上升趨勢。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，土壤體積含水率隨著時間延續開始呈現整體下降趨勢，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關系密切。

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日左右達到高峰、180 和200 cm土層分別于2003年11和10月中旬達到最高值，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2個高峰期。此后，隨著輸水時間的延續，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）根據各斷面土壤體積含水率和變異系數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定性。隨著土層深度增加和間歇性輸水的延續，離河道較近的土壤體積含水率對輸水過程的響應要明顯高于離河道較遠的土壤體積含水率對輸水過程的響應；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土壤水分的分布特征[J].水土保持學報，2007，21（3）：138-157.

[4]王云強，張興昌，從偉，等.黃土區不同土地利用方式坡面土壤含水率的空間變異性研究[J]，農業工程學報，2006，22（12）：65-71.

[5]邱揚，傅伯杰，王軍，等.土壤水分時空變異及其與環境因子的關系[J].生態學雜志，2007，26（1）：100-107.

[6]肖洪浪，李錦秀，趙良菊，等.土壤水異質性研究進展與熱點[J].地球科學進展，2007，22（9）：955-959.

[7]毛飛，任三學，劉庚山，等.中子儀測量農田土壤水分精度的比較研究[J].中國生態農業學報，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土地沙漠化[J].遙感學報，1998，2（2）：137-142.

[11]劉玉玫.統計學基礎[M].北京：中國統計出版社，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].土壤學報，2006，43（1）：152-154.

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