甘肃祁连山西水林区草地土壤水势变化特征研究

蒋志成蒋志仁赵维俊廖空太罗玉梅冯金元

（1.甘肃祁连山国家级自然保护区管理局，甘肃 张掖 734000；2.甘肃祁连山国家级自然保护区祁连自然保护站，甘肃 武威 733000；3.甘肃省祁连山水源涵养林研究院，甘肃 张掖 734000；4.甘肃祁连山国家级自然保护区夏玛自然保护站，甘肃 武威 733000）

在描述植被与土壤水分的相互作用过程，常用土壤含水量和土壤水势作为土壤水分的衡量指标[1]，但土壤含水量的局限性是它只能表征一种土壤质地下的植被与土壤水分的相互关系，无法推广到不同性质的土壤中，而且有关研究还表明，土壤含水量并不能作为土壤干旱程度的指标[2]；土壤水势不受土壤质地的影响，而且能很好的表征植物生长对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标[3-4]。在野外定位监测技术中，土壤水势为量化植被对土壤水资源的利用提供了技术支撑。目前国内许多专家和学者对不同地区分布的植被其土壤水势进行了大量的研究，如肖恩邦等[5]对黄土高原区的人工刺槐（Robinia pseudoacacia）林的不同土层和时间的土壤水势进行了灰关联度分析；代建翔[6]通过对巴丹吉林沙漠区的包气带不同土层的土壤水势的监测，分析了其非饱和渗透系数的变化特征；杨晓东等[7]对新疆艾比湖湿地自然保护区荒漠河岸林的主要建群种胡杨（Populus euphratica）土壤水势和其他因子的测定，构建了根系水分再分配估算模型和水分再分配过程的短期模拟；傅伟等[8]对喀斯特峰丛洼地不同处理方式下的草地生态系统土壤水势差异性进行了比较。但是这些研究较少涉及高纬度寒区旱区山地植被的土壤水势研究。

位于寒区旱区的祁连山草地植被带主要分布在阳坡、半阳坡，其所处的自然环境相对脆弱，包括降水量少、蒸发量大、人为不合理的放牧活动，加上全球气候变化的影响，草地植被在一定程度上处于退化演替阶段。因此，深入探讨草地植被的土壤水分利用已成为科学管理草地植被急需解决的关键科学问题。目前，对祁连山草地土壤水分研究多集中在土壤含水量的变化特征研究[9-11]，而对土壤水势变化特征的研究较少。本研究选择位于祁连山低海拔的阳坡草地作为研究对象，利用土壤水势测定仪测定其土壤水势并对其土壤水势的动态变化进行了研究，分析了土壤水势的时间和剖面变化规律及成因，同时结合降水量观测数据，分析土壤水势对降水量的响应，掌握草地覆被下的土壤水势变化特征，为进一步研究草地植被与土壤水的相互作用研究奠定基础，也为祁连山林草复合流域[9]分布的阳坡草地土壤水势变化规律和生态环境保护提供参考。

1 研究区概况

研究区位于祁连山国家级自然保护区中段的西水林区内。西水林区行政区域上属甘肃省肃南县裕固族自治县马蹄藏族乡，地理位置为100°03′～100°23′E，38°23′～38°48′N，林区面积大小约为72 390 hm2，海 拔 落 差 较 大，海 拔 介 于2 000～4 700 m，低山丘陵区平均坡度为25°，高山地带坡度均值为40°，整体上属于浅山区。区内自然条件总体上属于大陆性山地草原气候，其年均气温为5.4 ℃，年均降水量约为360 mm，年均蒸发量约为1 488 mm，植被生长期为90～150 d[12]。林区植被保护较好，覆被度高，植被类型丰富，区内水热条件差异较大，形成了明显的植被垂直分布带，从低海拔到高海拔依次分布草类荒漠带（2 000～2 500 m）、森林草原带（2 500～2 800 m）、森林灌丛带（2 800～3 200 m）、亚高山灌丛草甸带（3 200～3 500 m）、高山草甸带（3 500～4 000 m）、高山寒漠带（4 000～4 700 m），对应的土壤类型依次为山地棕钙土、山地栗钙土、山地灰褐土、灌丛草甸土、高山草甸土、寒漠土，成土母质主要以残积、坡积状母岩为主，受山地地形的影响，土壤剖面除栗钙土外，其他土壤类型土壤剖面深度不足1 m。

2 研究方法

2.1 试验设计

试验选择在祁连山森林生态站的草地气象观测场（100°17′18.4″E，38°34′01.0″N，海拔2 570 m）进行，场地分布的植被类型属于森林草原带植被类型，草本优势种主要有冰草（Agropyron cristatum）、蒲公英（Taraxacum mongolicum）、委陵菜（Potentilla chinensis）、南苜蓿（Medicago polymorpha）等，植被盖度达到了85%以上，其平均高度为43 cm（2019年7月13日测定值）。土壤类型为栗钙土，土层厚度达到了1 m以上。

2018年9月份将采购到的1台土壤水势测定仪布设在祁连山森林生态站草地观测场内，安装前挖掘土壤剖面并划分土层，分别在10、20、30、40 cm和60 cm土层均安装1个探头，随后进行填埋，对土壤水势进行连续测定。为避免安装仪器开挖时土壤结构破坏对草地植被土壤水势值的影响，对土壤水势值测定值进行了验证分析，确保其测定值的准确性和合理性。本研究所采用的数据段为2019年的4月份至2019年的10月份，即土壤的解冻开始时间至土壤封冻的开始时间。

2.2 土壤水势和大气降水测定

土壤水势测定采用德国生产的PF Meter土壤基质势传感器，免维护、免除像传统张力计需要注水的维护，防霜冻，具有长期的高稳定性。传感器每半小时测定1次水势值（pF），其响应精度为：pF±0.05，采用CR200数据采集器进行土壤水势记录，测量值不受土壤酸碱和盐分的影响。

大气降水数据利用该草地气象观测场附近已建立的气象观测塔的测定数据，为避免观测数据误差或补充数据，同时利用雨量筒进行人工观测。

2.3 数据分析

研究中的数据分析及图表制作均利用Excel 2016软件来完成。

3 结果与分析

3.1 草地土壤水势的月变化

对草地不同土层的土壤水势、大气降水月变化与不同土层土壤水势月均值进行了统计分析（图1～3），由图1和图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月份的降水仅为2.0 mm。由图3可知，10 cm土壤水势波动最为剧烈，其次是60 cm土壤水势也波动明显，20、30 cm和40 cm土层的土壤水势波动较为平缓，而且不同月份的水势值表现为10 cm和60 cm土层明显低于其他土层。总体上来看，10 cm土层表现为4—7月份水势波动上升，水势值变化范围为−90.72～−15.43 kPa，8月份水势下降且值最小，其值大小为−95.48 kPa，9—10月份水势波动增加，水势值变化范围为−43.30～−34.92 kPa；20、30、40 cm和60 cm土层水势值均表现为4—7月份波动上升，水势值变化范围分别为−38.72～−13.22、−19.22～−7.65、−41.56～−19.30、−60.21～−32.66 kPa，8—9月波动降低，水势值变化范围分别为−43.63～−34.50、−18.55～−13.40、−31.41～−22.51、−46.47～−38.61 kPa，10月份又上升，水势值分别为−30.21、−13.47、−26.41、−37.69 kPa。

图 1 大气降水月变化图Fig.1 Monthly variation of atmospheric precipitation

图 2 土壤水势月变化图Fig.2 Monthly variation of soil water potential

3.2 草地土壤水势的剖面变化

对草地不同深度的土壤水势剖面变化进行了分析（图4），由图4可知，随土壤深度的增加，在0～30 cm土层土壤水势表现先增大，而且增大的趋势相对缓和，其值变化范围为−67.19～−13.76 kPa，水势值增加了53.43 kPa；随后在30～60 cm土层土壤水势逐渐减小，减小的趋势变化相对明显其值变化范围为−46.49～−13.76 kPa，水势值减小了32.73 kPa；在土层深度30 cm处，出现明显的拐点，土壤水势最大，其值为−13.76 kPa。

图 3 不同土层土壤水势月均值Fig.3 Average monthly of soil water potential in different soil layers

图 4 土壤水势剖面变化Fig.4 Profile changes of soil water potential

3.3 草地土壤水势对降水的响应

根据国家气象局颁布的降水强度等级划分标准[13]，对研究区4月初至10月底的降水强度进行了统计分析，在81个降水日中，0.1～9.9 mm的小雨次数占77.8 %，10.0～24.9 mm的中雨次数占21.0 %，25.0～49.9 mm的大雨次数占1.2 %，试验区降水主要以小雨为主。为分析土壤水势对降水的响应，本研究对连续几天的降水事件只考虑第1天的降水，共分析了23次降水事件对土壤水势的影响（取各土层的平均值）（图5）。由图5可知，土壤水势1 d后的变化值表现为：降水量事件为小雨的时候，其土壤水势增加值在0 kPa附近波动；为中雨的时候，土壤水势明显的增加了，其水势增加的变化范围为5.14～9.48 kPa；为大雨的时候，其土壤水势增加了11.32 kPa（仅1次大雨事件），在研究的23次降水事件中，土壤水势值随雨量级的增加呈线性增加趋势（R2=0.813 8，P＜ 0.01），即雨量级越大，土壤水势值增加越明显。

图 5 土壤水势对降水量的响应Fig.5 Response of the soil water potential to the rainfall event

4 结论与讨论

土壤水势的时间变化随大气降水、季节性冻土消融水、土壤温度及植被的生长过程等环境因子的变化而变化。本研究不同土层土壤水势明显呈现出各自的变化特点，紧临土壤−大气界面10 cm土层土壤水势波动较为剧烈，该土层更易受到诸如大气降水、土壤蒸发、植物蒸腾等环境因子的影响；60 cm土层土壤水势波动也较为明显，因研究区地下水埋藏较深，该土层的土壤水分唯一来源是上部下渗水，因此深层土壤水势波动也较为明显；其他土层（20、30 cm和40 cm）土壤水势变化较为平缓，而且这几个土层是草本根系的主要分布区（根系深度为25～35 cm），尽管根系区是耗水层，而本研究的水势变化较为平缓，可能是密集的根系作用将未被植物吸收利用的水分进行了蓄存和稳定。4—7月份，土壤水势呈上升的趋势，因降水量逐渐增加，加上季节性冻土的逐渐融化，需要指出的是7月份虽然降水量有所减少，但是土壤中的蓄存水仍能满足土壤蒸散发及植物耗水，说明草地的土壤蓄水性较好。8—9月份，10 cm土层的8月份达到了最低值，其他土层在9月份了达到了最低值，由于降水量有所减少，加上气温影响土壤蒸发和植物生长旺盛期蒸腾作用的加强[14]，使得土壤水势逐渐减小。到了10月份，土壤水势缓慢上升，虽然降水稀少，但气温下降，蒸发量减少，植被生长期即将结束并枯萎，耗水量减少。

在山地森林区，土壤剖面水分分布拐点的出现与大气降水、土壤蒸发、植被覆盖、植物耗水、土壤物理性质等因素直接相关。本研究的草地植被土壤水势拐点出现在30 cm处，30 cm以上的浅层土壤尽管蒸发强烈，但有利于降水的入渗，来不及供植物生长消耗的水分增加，导致其土壤水势随土层深度增加，其水势值不断增加。30 cm以下的深层土壤蒸发减弱，水分下渗量也逐渐减少，同时加上根系吸水的影响，导致了深层土壤水分含量减少，土壤水势不断减小。该研究结论与王鹏等[13]对太行山区草地的土壤水势剖面变化研究结论不一致，主要原因是太行山区的草地土壤入渗水较为充足加上根系耗水低的原因所导致的，而本研究的主要原因是草地位于低海拔的阳坡，光照时间充足、蒸散量大、降水量少[14]，导致入渗到一定的深度的水分含量减少。不同土层土壤水分变化表现为浅层土壤（0～30 cm）水分从中等水分亏缺向中等湿润过渡，之后在30 cm以下土层水分由中等湿润向亏缺过渡[15]。可以看出，草地土壤水势剖面变化表征了土壤水蒸散发消耗发生在30 cm以下土层，原因是植被蒸腾和深层根系吸水作用过度消耗土壤储水量造成的水分亏缺现象[16]。

对特定植被覆被下的土壤，其水势值大小主要取决于降水量大小[17-18]。本研究的草地土壤对小于10 mm的小雨事件没明显的响应，原因是大气降水被地被物所截留，加上土壤表层的蒸发蒸腾等作用，使得入渗到土壤水的水分减少，对土壤水势没有明显的提高作用。对降雨量大于10 mm的降水事件，土壤水势发生了明显的提高，原因是输入到土壤深处的水分大于因截留、蒸发、蒸腾等损耗的水分，水分在重力的作用下下渗，土壤水分得到了较强的补充，进而提高了土壤水势，而且随降水量的增加，其土壤水势的提高越明显，如6月6日15.9 mm的降雨后第2天土壤水势增加值为9.48 kPa，8月31日11.32 mm的降雨后第2天土壤水势增加值为11.32 kPa，土壤水势对降水量响应具有累积效应，使得更深的土层土壤水分的脉动产生。本研究结论与王鹏等[13]对太行山区典型植被类型土壤水势对降水的响应结论一致，即刺槐林地、侧柏（Platycladus orientalis）林和草地土壤水势对降水强度响应一致。但雨后水分在土壤中的再分配及对深层土壤水分的影响是一个复杂的过程，需要长期监测和系统分析来阐明不同降雨格局和气象要素及植被根系分布对不同土壤层水分平衡的影响。

[1]李晓敏,魏江生,智宇.大兴安岭南段落叶阔叶次生林土壤水势特征 [J].现代农业,2019(1): 95−97.