青海北部草地水分時間異質性及主導因素

2020-07-08 00:38:20馬扶林楊永勝王軍邦黃煜茹李以康周華坤李英年

水土保持研究 2020年4期

馬扶林, 楊永勝, 王軍邦, 黃煜茹, 李以康, 周華坤, 李英年

(1.青海省海北牧業氣象試驗站, 青海海北 810200;2.中國科學院西北高原生物研究所青海省寒區恢復生態學重點實驗室, 西寧 810001;3.中國科學院高原生物適應與進化重點實驗室, 西寧 810001; 4.中國科學院地理科學與資源研究所, 北京 100101)

草地生態系統是陸地生態系統中最重要、分布最廣的生態系統類型，在全球碳循環和氣候調節中起著重要的作用[1]。青海省是中國五大牧區之一，天然草場遼闊，草地資源豐富，畜牧業有著悠久的歷史，是該省牧區經濟的主體和廣大牧民群眾賴以生存的基礎。全省天然草場面積占全國草場面積的10%，居全國第4位，其中可利用草場面積達到了3.16萬hm2。然而近年來草地生態環境的日益惡化，草地大面積退化，這不僅直接影響到牧民的生產生活和牧區的經濟發展，還造成了水土流失、沙塵暴頻發等一系列嚴重的生態環境問題[2-3]。

土壤水分是影響青海草地生態系統生態效益和經濟效益長效穩定的主要因子之一，也是土壤—植被—大氣連統體(SPAC)的重要組成部分。具體地，在土壤與植物界面，植物通過根系來吸收利用土壤水；在土壤與大氣界面，降水經過入滲后可對土壤水進行補給，而土壤水分又可通過蒸發過程進入大氣[4]。土壤水分的補給和消耗數量隨不同時間降水的入滲和蒸散發的變化而變化。因此，土壤含水量具有一定的時間異質性[5]。青海省草地生態系統是我國重要的牧業生產基地，同時也是全球氣候變化最敏感的區域之一，生態環境脆弱[6]。土壤水分的時間動態特征不僅可以直接影響該區草地生態系統的凈初級生產力及固碳能力，還可以通過影響草地生態系統中土壤水分的有效性特征間接對生態系統碳循環過程產生影響[7]。然而，該區域以往土壤水分的研究多集中于水分的空間分布特征[8]、凍融過程[9]以及水分運移機制[8]等，對于土壤水分時間異質性的研究有待深入。在全球氣候變化的背景下，研究青海北部典型草地生長期內土壤水分的時間變異性特征及主導因素，對于深入理解高寒草甸土壤水文過程，加強高寒草甸生態系統寶貴水資源的科學管理至關重要[10]。

本研究采用經典統計學變異系數(Coefficient of variation,CV)和地統計學半方差函數(Semivariance)相結合方法，分析不同年份(2009—2012年)青海北部典型草地土壤水分的時間變異特征。同時，利用相關分析及多元逐步回歸分析的方法確定該區草地土壤水分時間異質性的主導因素，以期為高原草甸生態系統的長效穩定、草地土壤水分的科學管理和利用提供參考。

1 試驗材料與方法

1.1 研究區概況

研究區選取祁連山系西南側的青海省海晏縣。該縣地處青海湖東北岸，海拔3 000～3 400 m，年降水量270～500 mm，年蒸發量1 700～1 800 mm，年太陽總輻射量666～669 kJ/m2。受到地域氣候條件的影響，該區牧草生長期短，生長能力有限，青草期短、枯黃期長。縣域農牧用地面積3.77×105hm2，其中草地占比高達99.77%，可利用天然草地面積達2.42×105hm2。研究區內草地類型以高寒草甸草原為主，牧草以紫花針茅(Stipapurpurea)、小嵩草(Kobresiapygmaea)、垂穗披堿草(Elymusnutans)、矮生嵩草(Kobresiahumilis)、金露梅(Potentillafruticosa)、線葉嵩草(Kobresiacapillifolia)為主，土壤類型主要為亞高山草甸土[11]。

1.2 數據獲取

試驗地點位于青海省海晏縣西海鎮的海北牧業氣象試驗站草地觀測場，北緯36°57′,東經100°51′，海拔為3 140 m。觀測場優勢物種為西北針茅，淺層土壤(0—0.7 m)土層容重為1.06 g/cm3，田間持水量30.33%(質量含水量)，凋萎含水量10.37%。在觀測場內布設4個25 m×25 m試驗小區。于2009年起，在作物生長期內(4—9月)每隔10 d，利用土鉆對根區0—0.7 m土層按照0.1 m間隔采集擾動土壤樣品，樣品采集后保存至密封的小鋁盒內并帶回實驗室。采用烘干法(105℃烘干至恒重)測定土壤的質量含水量。各月月末，采用樣方法(1 m×1 m)對試驗小區內植物進行割刈并帶回實驗室烘干稱重，獲取植被的生物量(g/m2)，同時利用拍照法計算小區內的植被蓋度。各小區內選取5株代表性紫花針茅植株并測定其高度，獲取其生長期內的株高(cm)變化。

1.3 分析方法

1.3.1 經典統計學變異系數經典統計學對變異特征的分析主要根據變異系數CV進行，其具體表達式為：

(1)

1.3.2 地統計學空間(時間)變異分析理論地統計學中的空間變異分析主要以半方差函數(Semi-variogram)為理論基礎。半方差函數方法是計算某一參數在間隔一定空間距離下的樣本方差值[13]。以地統計學空間變異理論為基礎，將空間間隔替換為時間間隔，即可用于分析某一參數的時間異質性[2]。基于區域化變量理論和本征假設，當滯后距離為h時，其表達具體式為：

(2)

式中：Z(Xi)為某一參數在樣點i的實際值；h為滯后距離(Lag distance)；Z(Xi+h)為與樣點i時間間隔h的樣點的實測值；N(h)為距離h內的采樣點的個數；γ(h)半方差(Semivariance)。常用的半方差函數模型包括：球狀模型(Spherical model)、高斯模型(Gaussian model)、線性模型(Linear model)、指數模型(Exponential model)4種。根據半方差函數模型的擬合結果確定用于評價時間異質性的重要特征值，包括：塊金值(C0)、基臺值(C0+C)和變程(A)[14]。

數據的基本統計特征分析、Pearson相關分析和多元逐步回歸分析主要利用SAS(SAS Institute,Cary,NC,USA,1999)軟件完成。利用GS+(Ver.9.0)軟件對不同年份生長期內土壤水分進行半方差函數的擬合，進而分析其時間異質特征。不同年份剖面土壤水分動態分布圖由ArcGIS(ESRI ArcMap 10.2)繪制。

2 結果與分析

2.1 土壤含水量的剖面分布特征

2009—2012年土壤含水量(SWC)均呈現隨深度增加而降低的趨勢(圖1)，這可能與土壤水分蒸發以及植物根系吸水數量隨著深度增加而減弱有關[5]。同時，該區有限的降水和較高的水分蒸散發量導致降水對淺層土壤水分的補給量小于消耗量[15]，最終導致圖1中土壤含水量在剖面中的分布趨勢。不同年份間，2012年剖面土壤含水量最高，2011年最低，這可能與兩年間降水的差異有關。除2010年60—70 cm土層外(變異系數為7.99%)，其他年份不同土層生長季土壤水分的變異系數均達到了中等變異的程度(10%

圖1 2009-2012年土壤含水量及其變異系數的剖面分布特征

2.2 土壤含水量的時間變異特征

采用半方差函數對不同年份生長季土壤含水量進行擬合(表1)，高斯和線性模型對生長季土壤水分的擬合效果較好(R2>0.96)，兩種模型均能夠很好地反映土壤水分的時間變異結構(表1)，2009年、2011年的最優擬合模型為高斯模型，2010年、2012年的最優擬合模型為線性模型。各個年份土壤含水量的采樣時間間距均小于變程(3.273～5.252)，說明采樣時間間距足以揭示本研究中土壤水分的時間異質性特征[12]。各年份土壤含水量的塊金值均較小(>5.356)，說明由隨機部分導致的土壤水分時間變異性較小[5]。根據研究期內各年份土壤含水量的基臺值，2011年土壤水分的時間變異性最強(基臺值為27.450)，2012年土壤含水量的時間變異性最小(基臺值為13.185)，2009年土壤含水量的時間變異性高于2010年(基臺值分別為23.590，18.940)。異質比可以反映土壤含水量對時間的依賴性[14]。根據Cambardella等[20]的劃分標準，2010年土壤含水量的時間依賴性為中等程度(0.25≤異質比≤0.75)，2009年、2010年、2012年土壤含水量的時間依賴程度均達到了強烈程度(異質比<0.25)。變程可以反映土壤含水量在研究期的時間相似性，變程越小，表明土壤含水量在時間上的相互作用距離越小，反之則越大。不同年份生長季內土壤含水量的時間相似性大小順序為2011年>2009年>2010年>2012年。

表1 不同年份土壤含水量半方差函數最優模型及相關參數

根據不同年份土壤含水量的半方差函數擬合結果，采用普通克里格插值法對2009—2012年生長季土壤含水量進行插值(圖2)。整體來看，4月初返青期草地0—0.4 m土層土壤水分狀況較好，隨著植被對土壤水分消耗量的增加，4—7月0—0.7 m土層干燥化范圍逐漸擴大。盡管這一階段降水量逐步增加(圖3)，但由于植被耗水與降水補給間的負平衡，土壤含水量表現出下降的趨勢(圖2)。到了開花期的前期(6月)，整個剖面的含水量達到了生長期含水量的最低值。在生長季后期，隨著植被對土壤水分消耗量的減小，剖面土壤水分狀況逐漸恢復(圖2)。Zhao等[5]研究了黃土高原農地、人工草地、撂荒草地和檸條林地土壤水分的時間變異特征，同樣發現在生長季前、中期，4種土地利用下土壤水分均出現了不同程度的下降。直至生長季末期，土壤水分才開始回升。研究期內，2010年剖面土壤含水量在7月份最好，這可能與該年的降水量整體偏低，植物長勢較差(表2)，對土壤水分的消耗較小有關[5]。加之7月份降水量在整個生長期內最高，對土壤水分有著較好的補給，最終導致2010年土壤含水量的時間變化趨勢不同于研究期內其他年份。除此之外，植被的蓋度還影響土壤蒸發過程[21]。由于2010年植被蓋度較低(表2)，研究區較高的土壤水分蒸發量和有限的降水，導致該年8—9月份土壤水分出現一定的下降，9月份高于往年的降水對后續土壤水分的狀況起到了一定的改善作用。

圖2 2009-2012年草地生長季土壤含水量剖面動態特征

表2 植被指標的統計特征

2.3 土壤含水量時間變異的主導因素

利用Pearson相關分析法分析了土壤含水量與其潛在影響因素的相關關系(表3)，可以看出，土壤含水量與本研究所選取的6個影響因素中的5個存在顯著的相關關系(p<0.01)。其中，土壤含水量與降水量和氣溫呈正相關關系，與土層深度、生物量和蓋度呈負相關關系(表3)。降水是青海北部草地土壤水分的重要補給源，因此，降水量的大小直接決定著土壤中水分的含量。研究區氣候類型為高原大陸性氣候，雨熱同季，降水和氣溫具有較好的正相關性[22]。因此，本研究中，氣溫與土壤含水量也表現出顯著的正相關關系。植被的耗水量通常隨著植被蓋度和株高的增加而增加，植被對土壤水分的消耗，導致土壤含水量的降低。因此，植被蓋度和株高與土壤含水量呈負相關關系。選取與土壤含水量存在顯著相關關系的5個影響因素：土壤含水量、降水量、氣溫、土層深度、生物量和蓋度進行多元逐步回歸分析，以確定草地土壤含水量的主導因素(表4)。結果表明，土層深度、植被蓋度和降水量是土壤含水量的主要影響因素(p≤0.001)，由以上3個因素構成的回歸方程可以解釋土壤水分51.5 %的變異。