甘肅祁連山西水林區草地土壤水勢變化特征研究

蔣志成蔣志仁趙維俊廖空太羅玉梅馮金元

（1.甘肅祁連山國家級自然保護區管理局，甘肅 張掖 734000；2.甘肅祁連山國家級自然保護區祁連自然保護站，甘肅 武威 733000；3.甘肅省祁連山水源涵養林研究院，甘肅 張掖 734000；4.甘肅祁連山國家級自然保護區夏瑪自然保護站，甘肅 武威 733000）

在描述植被與土壤水分的相互作用過程，常用土壤含水量和土壤水勢作為土壤水分的衡量指標[1]，但土壤含水量的局限性是它只能表征一種土壤質地下的植被與土壤水分的相互關系，無法推廣到不同性質的土壤中，而且有關研究還表明，土壤含水量并不能作為土壤干旱程度的指標[2]；土壤水勢不受土壤質地的影響，而且能很好的表征植物生長對土壤水分吸收利用的有效性及衡量土壤干旱程度的重要指標[3-4]。在野外定位監測技術中，土壤水勢為量化植被對土壤水資源的利用提供了技術支撐。目前國內許多專家和學者對不同地區分布的植被其土壤水勢進行了大量的研究，如肖恩邦等[5]對黃土高原區的人工刺槐（Robinia pseudoacacia）林的不同土層和時間的土壤水勢進行了灰關聯度分析；代建翔[6]通過對巴丹吉林沙漠區的包氣帶不同土層的土壤水勢的監測，分析了其非飽和滲透系數的變化特征；楊曉東等[7]對新疆艾比湖濕地自然保護區荒漠河岸林的主要建群種胡楊（Populus euphratica）土壤水勢和其他因子的測定，構建了根系水分再分配估算模型和水分再分配過程的短期模擬；傅偉等[8]對喀斯特峰叢洼地不同處理方式下的草地生態系統土壤水勢差異性進行了比較。但是這些研究較少涉及高緯度寒區旱區山地植被的土壤水勢研究。

位于寒區旱區的祁連山草地植被帶主要分布在陽坡、半陽坡，其所處的自然環境相對脆弱，包括降水量少、蒸發量大、人為不合理的放牧活動，加上全球氣候變化的影響，草地植被在一定程度上處于退化演替階段。因此，深入探討草地植被的土壤水分利用已成為科學管理草地植被急需解決的關鍵科學問題。目前，對祁連山草地土壤水分研究多集中在土壤含水量的變化特征研究[9-11]，而對土壤水勢變化特征的研究較少。本研究選擇位于祁連山低海拔的陽坡草地作為研究對象，利用土壤水勢測定儀測定其土壤水勢并對其土壤水勢的動態變化進行了研究，分析了土壤水勢的時間和剖面變化規律及成因，同時結合降水量觀測數據，分析土壤水勢對降水量的響應，掌握草地覆被下的土壤水勢變化特征，為進一步研究草地植被與土壤水的相互作用研究奠定基礎，也為祁連山林草復合流域[9]分布的陽坡草地土壤水勢變化規律和生態環境保護提供參考。

1 研究區概況

研究區位于祁連山國家級自然保護區中段的西水林區內。西水林區行政區域上屬甘肅省肅南縣裕固族自治縣馬蹄藏族鄉，地理位置為100°03′～100°23′E，38°23′～38°48′N，林區面積大小約為72 390 hm2，海 拔 落 差 較 大，海 拔 介 于2 000～4 700 m，低山丘陵區平均坡度為25°，高山地帶坡度均值為40°，整體上屬于淺山區。區內自然條件總體上屬于大陸性山地草原氣候，其年均氣溫為5.4 ℃，年均降水量約為360 mm，年均蒸發量約為1 488 mm，植被生長期為90～150 d[12]。林區植被保護較好，覆被度高，植被類型豐富，區內水熱條件差異較大，形成了明顯的植被垂直分布帶，從低海拔到高海拔依次分布草類荒漠帶（2 000～2 500 m）、森林草原帶（2 500～2 800 m）、森林灌叢帶（2 800～3 200 m）、亞高山灌叢草甸帶（3 200～3 500 m）、高山草甸帶（3 500～4 000 m）、高山寒漠帶（4 000～4 700 m），對應的土壤類型依次為山地棕鈣土、山地栗鈣土、山地灰褐土、灌叢草甸土、高山草甸土、寒漠土，成土母質主要以殘積、坡積狀母巖為主，受山地地形的影響，土壤剖面除栗鈣土外，其他土壤類型土壤剖面深度不足1 m。

2 研究方法

2.1 試驗設計

試驗選擇在祁連山森林生態站的草地氣象觀測場（100°17′18.4″E，38°34′01.0″N，海拔2 570 m）進行，場地分布的植被類型屬于森林草原帶植被類型，草本優勢種主要有冰草（Agropyron cristatum）、蒲公英（Taraxacum mongolicum）、委陵菜（Potentilla chinensis）、南苜蓿（Medicago polymorpha）等，植被蓋度達到了85%以上，其平均高度為43 cm（2019年7月13日測定值）。土壤類型為栗鈣土，土層厚度達到了1 m以上。

2018年9月份將采購到的1臺土壤水勢測定儀布設在祁連山森林生態站草地觀測場內，安裝前挖掘土壤剖面并劃分土層，分別在10、20、30、40 cm和60 cm土層均安裝1個探頭，隨后進行填埋，對土壤水勢進行連續測定。為避免安裝儀器開挖時土壤結構破壞對草地植被土壤水勢值的影響，對土壤水勢值測定值進行了驗證分析，確保其測定值的準確性和合理性。本研究所采用的數據段為2019年的4月份至2019年的10月份，即土壤的解凍開始時間至土壤封凍的開始時間。

2.2 土壤水勢和大氣降水測定

土壤水勢測定采用德國生產的PF Meter土壤基質勢傳感器，免維護、免除像傳統張力計需要注水的維護，防霜凍，具有長期的高穩定性。傳感器每半小時測定1次水勢值（pF），其響應精度為：pF±0.05，采用CR200數據采集器進行土壤水勢記錄，測量值不受土壤酸堿和鹽分的影響。

大氣降水數據利用該草地氣象觀測場附近已建立的氣象觀測塔的測定數據，為避免觀測數據誤差或補充數據，同時利用雨量筒進行人工觀測。

2.3 數據分析

研究中的數據分析及圖表制作均利用Excel 2016軟件來完成。

3 結果與分析

3.1 草地土壤水勢的月變化

對草地不同土層的土壤水勢、大氣降水月變化與不同土層土壤水勢月均值進行了統計分析（圖1～3），由圖1和圖2可知，降水量主要集中在5—6月份，其次是7—9月份，4月份和10月份降水量最小，10月份的降水僅為2.0 mm。由圖3可知，10 cm土壤水勢波動最為劇烈，其次是60 cm土壤水勢也波動明顯，20、30 cm和40 cm土層的土壤水勢波動較為平緩，而且不同月份的水勢值表現為10 cm和60 cm土層明顯低于其他土層。總體上來看，10 cm土層表現為4—7月份水勢波動上升，水勢值變化范圍為?90.72～?15.43 kPa，8月份水勢下降且值最小，其值大小為?95.48 kPa，9—10月份水勢波動增加，水勢值變化范圍為?43.30～?34.92 kPa；20、30、40 cm和60 cm土層水勢值均表現為4—7月份波動上升，水勢值變化范圍分別為?38.72～?13.22、?19.22～?7.65、?41.56～?19.30、?60.21～?32.66 kPa，8—9月波動降低，水勢值變化范圍分別為?43.63～?34.50、?18.55～?13.40、?31.41～?22.51、?46.47～?38.61 kPa，10月份又上升，水勢值分別為?30.21、?13.47、?26.41、?37.69 kPa。

圖 1 大氣降水月變化圖Fig.1 Monthly variation of atmospheric precipitation

圖 2 土壤水勢月變化圖Fig.2 Monthly variation of soil water potential

3.2 草地土壤水勢的剖面變化

對草地不同深度的土壤水勢剖面變化進行了分析（圖4），由圖4可知，隨土壤深度的增加，在0～30 cm土層土壤水勢表現先增大，而且增大的趨勢相對緩和，其值變化范圍為?67.19～?13.76 kPa，水勢值增加了53.43 kPa；隨后在30～60 cm土層土壤水勢逐漸減小，減小的趨勢變化相對明顯其值變化范圍為?46.49～?13.76 kPa，水勢值減小了32.73 kPa；在土層深度30 cm處，出現明顯的拐點，土壤水勢最大，其值為?13.76 kPa。

圖 3 不同土層土壤水勢月均值Fig.3 Average monthly of soil water potential in different soil layers

圖 4 土壤水勢剖面變化Fig.4 Profile changes of soil water potential

3.3 草地土壤水勢對降水的響應

根據國家氣象局頒布的降水強度等級劃分標準[13]，對研究區4月初至10月底的降水強度進行了統計分析，在81個降水日中，0.1～9.9 mm的小雨次數占77.8 %，10.0～24.9 mm的中雨次數占21.0 %，25.0～49.9 mm的大雨次數占1.2 %，試驗區降水主要以小雨為主。為分析土壤水勢對降水的響應，本研究對連續幾天的降水事件只考慮第1天的降水，共分析了23次降水事件對土壤水勢的影響（取各土層的平均值）（圖5）。由圖5可知，土壤水勢1 d后的變化值表現為：降水量事件為小雨的時候，其土壤水勢增加值在0 kPa附近波動；為中雨的時候，土壤水勢明顯的增加了，其水勢增加的變化范圍為5.14～9.48 kPa；為大雨的時候，其土壤水勢增加了11.32 kPa（僅1次大雨事件），在研究的23次降水事件中，土壤水勢值隨雨量級的增加呈線性增加趨勢（R2=0.813 8，P＜ 0.01），即雨量級越大，土壤水勢值增加越明顯。

圖 5 土壤水勢對降水量的響應Fig.5 Response of the soil water potential to the rainfall event

4 結論與討論

土壤水勢的時間變化隨大氣降水、季節性凍土消融水、土壤溫度及植被的生長過程等環境因子的變化而變化。本研究不同土層土壤水勢明顯呈現出各自的變化特點，緊臨土壤?大氣界面10 cm土層土壤水勢波動較為劇烈，該土層更易受到諸如大氣降水、土壤蒸發、植物蒸騰等環境因子的影響；60 cm土層土壤水勢波動也較為明顯，因研究區地下水埋藏較深，該土層的土壤水分唯一來源是上部下滲水，因此深層土壤水勢波動也較為明顯；其他土層（20、30 cm和40 cm）土壤水勢變化較為平緩，而且這幾個土層是草本根系的主要分布區（根系深度為25～35 cm），盡管根系區是耗水層，而本研究的水勢變化較為平緩，可能是密集的根系作用將未被植物吸收利用的水分進行了蓄存和穩定。4—7月份，土壤水勢呈上升的趨勢，因降水量逐漸增加，加上季節性凍土的逐漸融化，需要指出的是7月份雖然降水量有所減少，但是土壤中的蓄存水仍能滿足土壤蒸散發及植物耗水，說明草地的土壤蓄水性較好。8—9月份，10 cm土層的8月份達到了最低值，其他土層在9月份了達到了最低值，由于降水量有所減少，加上氣溫影響土壤蒸發和植物生長旺盛期蒸騰作用的加強[14]，使得土壤水勢逐漸減小。到了10月份，土壤水勢緩慢上升，雖然降水稀少，但氣溫下降，蒸發量減少，植被生長期即將結束并枯萎，耗水量減少。

在山地森林區，土壤剖面水分分布拐點的出現與大氣降水、土壤蒸發、植被覆蓋、植物耗水、土壤物理性質等因素直接相關。本研究的草地植被土壤水勢拐點出現在30 cm處，30 cm以上的淺層土壤盡管蒸發強烈，但有利于降水的入滲，來不及供植物生長消耗的水分增加，導致其土壤水勢隨土層深度增加，其水勢值不斷增加。30 cm以下的深層土壤蒸發減弱，水分下滲量也逐漸減少，同時加上根系吸水的影響，導致了深層土壤水分含量減少，土壤水勢不斷減小。該研究結論與王鵬等[13]對太行山區草地的土壤水勢剖面變化研究結論不一致，主要原因是太行山區的草地土壤入滲水較為充足加上根系耗水低的原因所導致的，而本研究的主要原因是草地位于低海拔的陽坡，光照時間充足、蒸散量大、降水量少[14]，導致入滲到一定的深度的水分含量減少。不同土層土壤水分變化表現為淺層土壤（0～30 cm）水分從中等水分虧缺向中等濕潤過渡，之后在30 cm以下土層水分由中等濕潤向虧缺過渡[15]。可以看出，草地土壤水勢剖面變化表征了土壤水蒸散發消耗發生在30 cm以下土層，原因是植被蒸騰和深層根系吸水作用過度消耗土壤儲水量造成的水分虧缺現象[16]。

對特定植被覆被下的土壤，其水勢值大小主要取決于降水量大小[17-18]。本研究的草地土壤對小于10 mm的小雨事件沒明顯的響應，原因是大氣降水被地被物所截留，加上土壤表層的蒸發蒸騰等作用，使得入滲到土壤水的水分減少，對土壤水勢沒有明顯的提高作用。對降雨量大于10 mm的降水事件，土壤水勢發生了明顯的提高，原因是輸入到土壤深處的水分大于因截留、蒸發、蒸騰等損耗的水分，水分在重力的作用下下滲，土壤水分得到了較強的補充，進而提高了土壤水勢，而且隨降水量的增加，其土壤水勢的提高越明顯，如6月6日15.9 mm的降雨后第2天土壤水勢增加值為9.48 kPa，8月31日11.32 mm的降雨后第2天土壤水勢增加值為11.32 kPa，土壤水勢對降水量響應具有累積效應，使得更深的土層土壤水分的脈動產生。本研究結論與王鵬等[13]對太行山區典型植被類型土壤水勢對降水的響應結論一致，即刺槐林地、側柏（Platycladus orientalis）林和草地土壤水勢對降水強度響應一致。但雨后水分在土壤中的再分配及對深層土壤水分的影響是一個復雜的過程，需要長期監測和系統分析來闡明不同降雨格局和氣象要素及植被根系分布對不同土壤層水分平衡的影響。

[1]李曉敏,魏江生,智宇.大興安嶺南段落葉闊葉次生林土壤水勢特征 [J].現代農業,2019(1): 95?97.