華南丘陵地區典型流域的土壤水分時空變化及其驅動機制

劉 遠，李思穎，周買春，姜俊紅

（1.華南農業大學水利與土木工程學院，廣州 510642；2.廣東河海工程咨詢有限公司，廣州 510610）

0 引 言

土壤水分是水文循環各過程的中心紐帶，對蒸散發和產流過程有著重要影響，準確描述降雨前期土壤水分狀況能提高徑流模擬精度[1-3]。長期、系統、密集地監測流域土壤水分空間分布難度較大，而遙感反演通常只能得到表層5 cm 左右厚度的土壤水分狀況。水文模擬工作者通常將流域蓄水容量作為水文模型參數，其值通過模型率定獲得，推算暴雨前期土壤水分狀況[4]和應用新安江模型[5]均是如此。這樣得出的流域蓄水容量及其分布反映的是流域降雨徑流關系，能否反映流域真實的土壤水分狀況尚未得到檢驗。為了便于計算，也有學者根據流域植被類型或土壤類型主觀地確定一個包氣帶厚度，并假設包氣帶內土壤水分均勻分布，忽略其垂直分布差異[4,6-8]。然而，不同深度土層受到外界的作用因素和作用程度不同，導致土壤水分的垂直分布差異[9-11]。在包括華南丘陵在內的許多地區，土壤包氣帶厚度常超過植被根系扎入深度，且由于土壤質地分層，使得土壤水分在不同土層所受到的作用因子和驅動機制不盡相同，包氣帶土壤水分發生垂向分層，這為流域土壤蓄水容量的計算提出了挑戰。本研究于旱季和雨季在廣東省泗合水流域進行大范圍的土壤水分測定，使用地統計學半變異函數（Semivariogram）對土壤水分的垂直分布特征進行分析，確定流域有效包氣帶厚度和土壤蓄水容量，為華南丘陵地區無資料流域的水文模擬提供參數支持。

1 研究區域和研究方法

1.1 流域概況

廣東省鶴山市泗合水流域位于東經112°22′30″～37′30″，北緯22°32′24″～45′00″，珠江三角洲西部的潭江支流（見圖1），集水面積131km2，屬南亞熱帶季風氣候區，多年平均降雨量1 696 mm，多年平均蒸發量868 mm，4-9月為雨季。流域為丘陵地貌，高程13～637 m，其中高程在13～100 m 之間的流域面積占83%（見圖2）。地表的顯露地層主要為寒武系八村群，土壤主要為花崗巖和砂頁巖風化而成的赤紅壤，主要的土壤質地類型為黏壤土。流域主要土地利用類型為林地，占流域面積的81.5%，主要樹種為人工桉樹和松樹，分別占林地面積的65.2%和26.1%。

圖1 泗合水流域在珠江三角洲的位置Fig.1 Location of Siheshui catchment in Pearl River Delta

1.2 試驗方案

根據流域地形、植被和土地利用情況，沿11 個斷面分別測定旱季和雨季的土壤剖面含水率，旱季和雨季取樣前兩個月的累計降雨量分別為12 mm 和471 mm，蒸發皿蒸發量分別為101.3 mm 和103.4 mm。旱季布置測點121個，高程范圍22～134 m；雨季布置測點61個，高程范圍19～121 m。測點分布見圖2，除流域東中部較高區域外，測點基本覆蓋全流域。流域東中部為陡峭山地，山體出露花崗巖，土層薄且含大量塊石和碎石，無法鉆土取樣；流域其它地方土層一般較厚，地面覆蓋為人工次生林，坡腳、山谷和低洼處分布有旱地和水田。由于雨季頻繁降雨會使得土壤水分在短時間內變化較大，為了盡可能使同一區域的取樣測試在相鄰兩場大雨間隔期完成，減小了雨季測點密度。減少的測點主要位于土壤水分受人類活動影響較大的果園、旱地和水田，減少后的測點依然覆蓋流域的各高程段和主要植被類型。試驗采用人工鉆孔取樣，帶回實驗室烘干稱重測定土壤重量含水率，鉆孔深度為2 m，取樣土層間距為10 cm，取3個重復平均值。

圖2 測點分布Fig.2 Distribution of sample points

1.3 分析方法

半變異函數通過計算空間變量自方差隨距離的變化來描述其空間變異特征，是空間變量自相關關系的度量。對于土壤剖面水分變化，若以θi(yj)表示測點i在yj土層深度的土壤含水率，則流域土壤水分沿土層深的實驗半變異函數值Y*(h)計算為：

式中：h為某測點兩個不同土層深度的間距；Ni(h)為測點i土壤水分實測樣本對數量；Np為測點數量。

對實驗半變異函數值所呈現的線型進行模型擬合得到半變異函數理論模型，本研究采用球狀模型（Spherical model），其表達式為[12]：

式中：C0是塊金方差（Nugget variance）；C是結構方差（Structure variance）；a是變程（或稱相關距離，Spatial correlation length），在此又稱自相關深度。

2 試驗結果與分析

2.1 流域平均土壤含水率

試驗得到的流域平均土壤含水率分布如圖3所示。試驗結果表明，從地面到20 cm 深度的土層，旱季和雨季的土壤含水率均急劇減?。恢饕且驗榱窒碌乇恢参锷L較好，同時覆蓋有較厚的枯枝落葉，因此表層10 cm 的土壤水分總是較濕潤，比20 cm 土層的土壤水分要大的多。兩個季節的土壤水分在20～60 cm 土層均呈增加趨勢，旱季較雨季增加快，雨季總體保持較高的含水率。60～110 cm 土層，旱季的土壤水分呈波動變化，雨季的土壤水分呈減小趨勢；兩個季節的土壤水分在110～130 cm 深度趨于重合。在130 cm 深度以下，兩個季節的土壤水分又開始出現差異，雨季土壤水分有一定幅度增加，旱季土壤水分總體保持穩定。

圖3 泗合水流域旱季和雨季的土壤剖面平均含水率Fig.3 Mean soil moisture content during dry and wet season in Siheshui catchment

2.2 半變異函數分析

半變異函數理論模型擬合的前提是樣本滿足正態分布。在0.01 顯著性水平上，雨季土壤水分樣本通過正態分布假定，但旱季樣本不能通過。不服從正態分布的樣本對半變異函數擬合的影響是樣本不同空間均值與其標準差之間存在相關關系，線性回歸檢驗表明旱季各土層平均土壤含水率與其標準差存在相關（F=5.67＞Fα=0.05=4.41），但相關關系較弱（R2=0.24），因此忽略其相關對理論半變異函數擬合的影響。按式（1）計算土壤剖面含水率樣本半變異函數值，并進行球狀理論模型擬合，結果如表1和圖4所示，無論是旱季還是雨季都有擬合較好。

表1 旱季和雨季流域土壤剖面水分分布半變異函數理論模型擬合Tab.1 Theoretical model fitting of soil moisture distribution semivariogram for dry and wet season in catchment

塊金方差C0反映了空間變量內在的、隨機的（可由測量或采樣引起）、小于取樣尺度的誤差。根據塊金系數＜25%、25%～75%、＞75%，將變量的空間自相關性劃分為強、中、弱3 個級別[13,14]。旱季和雨季的塊金方差分別為0.25 和3.78，兩個時期塊金方差差異的原因主要是：抽樣誤差，兩個時期的測點數不同；雨季的土壤水分常常受到降雨。旱季和雨季的塊金系數分別為0.4%和17.5%，均為強空間自相關級別，樣本能夠很好反映研究對象的空間變異特征。

由圖4可以看到，流域旱季土壤剖面水分實驗半變異函數點的分布可分為3 段：0～70 cm 的快速上升段，70～170 cm 的波動變化段和＞170 cm 的上升段。在波動變化段，實驗半變異函數值分別在h=100 cm、130 cm 出現局部拐點。擬合的球狀模型的空間自相關深度a=75 cm，與實驗半變異函數的拐點接近。這表明土壤水分在旱季存在5個空間自相關相對獨立的土層區間：0～70 cm、70～100 cm，100～130 cm、130 cm～170cm以及＞170 cm。

圖4 流域土壤剖面水分分布半變異函數Fig.4 Soil moisture distribution semivariogram in catchment

雨季實驗半變異函數分布比旱季平緩很多，不存在明顯拐點，擬合球狀模型的空間自相關深度a=150 cm。實驗半變異函數值平緩增加過程中，在h=130 cm 和h=170 cm 時分別出現小幅波動。據此，土壤水分在雨季劃分為4個自相關相對獨立的土層區間：0～130 cm、130～150 cm、150～170 cm 以及＞170 cm。

2.3 土壤水分的分層特征

綜合旱季和雨季流域土壤剖面水分的變化和半變異函數分析，流域土壤剖面水分可分為以下4 個不同土層：①0～20 cm表土層，土壤水分從濕潤急劇變小，季節差異最大；②20～70 cm，土壤水分在旱季大幅增加，在雨季保持濕潤，季節差別較大；③70～120 cm，土壤水分在旱季波動變化，在雨季減小較多，季節差別逐漸減小，并趨于相等；④120～200 cm，土壤水分在雨季有一定增加，在旱季總體保持穩定，從而形成季節差異，但差異不大?？偟膩碚f，流域土壤水分的季節差異從表層最大，隨土層深度逐步變小，到120 cm 土層季節的土壤水分接近相等，120 cm 以下土層的土壤水分再次出現小幅差異。

3 流域土壤水分分層分布的驅動機制

3.1 土壤剖面水分分布與植被類型的關系

不同植被因降雨截留、凋落物持水、蒸散發速率等存在差異，從而影響植被覆蓋下的包氣帶土壤水分，圖5是旱季和雨季不同植被覆蓋下的平均土壤剖面水分分布。試驗結果表明，在旱季，除旱地的表層土壤含水率小于松樹林的外（松樹林下通常覆蓋有較厚的凋落松針，而旱地地面植被通常較差，且表層土壤多為砂性土），水田和旱地的土壤剖面含水率都比林地高。特別是在70 cm 以下，水田和旱地的土壤含水率基本在田間持水率以上，遠高于林地的土壤含水率，一方面是因為農作物根系較淺，土壤水分蒸散發沒有森林強烈，另一方面，水田和旱地多處于流域低洼地區，來水較多，地下水位（或深層土壤含水率）較高。在130 cm 以下水田的土壤含水率高于旱地，主要是因為旱地較水田高，地下水位不穩定，但是旱地的土壤含水率仍明顯高于山坡林地。對于不同林種，桉樹林和松樹林的土壤剖面水分曲線幾近平行，即土壤水分隨深度的變化趨勢一致，但桉樹林的土壤含水率明顯低于松樹林。主要是因為桉樹生長適應性強，根系發達，生長速度快，耗水強度高，所以土壤干化嚴重；松樹生長緩慢，耗水強度較桉樹低。其他樹種（主要為荔枝、幌傘楓等果樹和觀賞樹）的土壤剖面水分隨深度逐漸增大，0～70 cm 土層含水率較桉樹林低，在80 cm 深度土壤含水率超過桉樹林，在160 cm 深度超過松樹林。主要是因為其他樹種一般不高，根系分布深度較桉樹和松樹淺，所以根系吸水影響深度小。

圖5 泗合水流域旱季和雨季不同植被覆蓋的土壤剖面平均含水率Fig.5 Mean soil moisture content of different vegetation cover during dry and wet season in Siheshui catchment

在雨季，土壤水分得到降雨的補給，流域土壤含水率總體較高，使得不同林種之間的土壤水分差別較旱季的小，僅水田的土壤剖面水分與其他植被的差異相對較大。水田表層10 cm 的土壤含水率較任一種林地小，主要是因為水田表面無枯枝落葉覆蓋，蒸發強烈；在20～130 cm 土層內，水田土壤含水率較林地大，差異隨深度減小；在130 cm 以下，與林地的土壤水分在同一水平。對于不同林種，桉樹的土壤在0～60 cm的土層較松樹干燥，在60 cm 以下則變得比松樹濕潤；與旱季相似，其他樹種的土壤水分在表面0～40 cm 土層較松樹和桉樹小，在40 cm 以下迅速變得濕潤，土壤含水率總體維持在流域平均值水平。

3.2 土壤剖面水分分布與植物根系的關系

泗合水流域林地面積占流域總面積的比例達81.5%，桉樹是流域的主要林種，因此選擇旱季土壤剖面含水率最接近流域平均值的桉樹測點作為典型點進行植物根系調查，典型選點的地理位置見圖2（a），地理和植株特征列于表2。根系分布調查采用挖掘法[15]，斷面挖掘深度為2 m，如圖6（a）所示，按10 cm 分層測算各土層的根直徑、數量、根表面積，對根系剖面進行重構[圖6（b）]。結果表明，除主根扎入較深，大部分根系分布在0～70 cm 土層內，其中0～10 cm 內主要是連接樹干的木質化粗老根，吸水能力強的鮮潤毛根主要分布在10～70 cm土層。從根表面積分布來看，根表面積從0～10 cm土層向下逐漸增大，在20～30 cm 土層達到最大值1 108 cm2；根表面積從30 cm 深度向下逐漸變小，0～70 cm 土層的根表面積占總表面積的83%。

圖6 桉樹根系剖面Fig.6 Root profile of eucalyptu

表2 根系調查典型樹木基本信息Tab.2 Basic informations of classic root investigation trees

以根表面積S為自變量，土壤剖面體積含水率θv為因變量進行回歸分析，結果如圖7所示。根表面積與土壤體積含水率的回歸方程為θv=-1.792 ln(S)+29.385，R2=0.82，F=82.34＞＞Fα=4.41（α=0.05），相關性顯著，說明根系分布是土壤水分垂直分層變化的重要因素。

圖7 根表面積與土壤體積含水率的回歸分析Fig.7 Regression analysis of root superficial area and volumetric soil moisture content

3.3 土壤水分變化的驅動機制

表土層（0～20 cm）土壤水分同時受到大氣蒸發和林下植被騰發作用，消耗較多，但能得到降雨的直接補充，因此雨旱季差別最大。無論是旱季還是雨季，土壤表層10 cm 都比20 cm 濕潤，這是因為表層10 cm 土層較疏松，能夠蓄存較多雨水，同時得到地面枯枝落葉覆蓋；另一方面，20 cm 土層的植被根系分布較多，植物騰發量較上層土壤大，而且得到的雨水補充較上層少。

林木的根系主要分布在根系層20～70 cm。超過林木冠層截留的雨水，一部分滴漏到林下植被和枯枝落葉覆蓋上，另一部分形成樹干莖流。滴漏和部分樹干莖流補充表層土壤水分，表層土壤水分在基質勢梯度作用下濕潤中下層土壤，并沿土壤和地質結構孔隙以大孔隙流補充中下層土壤甚至地下水；另一部分樹干莖流則直接沿根系邊隙補充根系層土壤水分。因此，根系層土壤的雨水補充是多方面的，補充強度較表層土壤弱，其消耗主要是林木根系吸水。

70 cm 深度以下林木根系分布較少，雨季主要是通過土壤基質勢梯度作用和地質結構大孔隙流吸收上層水分，旱季同樣通過基質勢梯度作用將深層土壤水補充給上層因蒸發干燥的土壤。110～130 cm 為上部降雨、蒸發影響層和下部地下水位影響層的過渡帶，零通量層位于在這個過渡帶的中間，即120 cm 深。因此，70～120 cm 為基質勢層，降雨、蒸發和地下水位對這個區間的影響都十分微弱，土壤水分主要通過土壤基質勢梯度作用與上下層進行水分交換。

在雨季，地下水向低洼處匯集；在旱季，由于蒸發使得地下水位消落。因此，低洼地區有一個地下水位影響層，該區間為120～200 cm，200 cm以下則為地下水位層。

4 流域蓄水容量

流域蓄水容量是指流域在雨季多年平均最濕潤時期與旱季多年平均最干燥時期的包氣帶的土壤水分差。雨季最濕潤時期通常是雨季后期，旱季最干燥時期通常是旱季即將過去、雨季來臨前，華南地區分別是前汛期后期（6月底）和春季中期（3月上旬）。流域蓄水容量計算為：

式中：θw、θd分別是最濕潤時期和最干旱時期流域的平均土壤體積含水量，cm3/cm3；L是流域有效包氣帶厚度，cm，是降雨入滲和土壤水分蒸發的作用深度，即從地面到零通量面，在泗合水流域，這一深度為120 cm。

利用泗合水流域實測雨、旱季的流域平均土壤重量含水率和相應土層的容重（以典型桉樹測點的容重來代替），計算得到流域的蓄水容量為42 mm。這一結果與Jayawardena 和Zhou[5]利用1985-1987年泗合水流域日降雨徑流資料率定雙拋物線型新安江模型，得到流域蓄水容量77 mm 的結果相差較大，主要原因是水文模型率定得到的流域蓄水容量綜合了流域植被截留和枯枝落葉持水的影響。

5 結 論

對于一個特定流域，土壤剖面水分受到氣候、地形、植被覆蓋等因素的綜合影響。泗合水流域雨、旱季土壤剖面水分測定研究表明，流域土壤剖面水分分層明顯，表現為表土層（0～20 cm）、根系層（20～70 cm）、基質勢層（70～120 cm）、地下水位影響層（120～200 cm）和地下水位層（＞200 cm）。表土層直接受降雨和大氣蒸發強烈作用，同時受枯枝落葉持水和林下植被根系吸水影響，土壤水分季節和層間變化劇烈。根系層土壤水分在降雨期間通過根系邊隙流得到補充，通過根系吸水消耗，土壤基質勢梯度起調整分配作用，土壤水分季節和層間變化都較大?；|勢層根系分布較少，大孔隙流較少，土壤水分主要受土壤基質勢梯度作用，季節變化比上層土壤小，且隨深度變化減小。位于山坡下部、山坳和低洼地區，地下水位季節變化，在毛管力和基質勢梯度作用下，對地下水位影響層的土壤水分產生影響。

土壤水分在基質勢層底部存在一個零通量面，流域有效包氣帶厚度即為地面到該零通量面的土層深度，在泗合水流域，這一深度為120 cm。流域蓄水容量即為有效包氣帶多年平均最濕潤和最干旱時期土壤剖面含水量差，泗合水流域的蓄水容量計算結果為42 mm。這一結果忽略了流域植被截留和枯枝落葉持水的影響。因此，對于一個特定流域的土壤蓄水容量，可通過選定典型測點，測定其植被截留、凋落物持水，以及雨、旱季有效包氣帶土壤剖面含水率來估算。