水份仪类别
技术资料
黄土高原土壤水分变化的时空特征分析
3
李洪建
33
王孟本 柴宝峰
(山西大学黄土高原研究所, 太原030006)
【摘要】 对晋西北砖窑沟流域荒地7年土壤水分定位观测表明,生长期土壤水分动态主要受降水量及其
分配的影响.一般年份生长期土壤水分动态可分为3个时段:1)春末夏初土壤水分消耗期;2)夏末秋初土
壤水分蓄积期和3)秋末冬初土壤水分消耗期. 0～300cm土层水分含量的季节变化与测定序号的关系方
程为:1)直线型(1988, 1990) ,2)指数型(1992, 1995)和3)抛物线型(1993) .以150cm为界,下部土壤水分
与上部的比大于1.不同降水年土壤湿度与土层深度的关系方程均为三次抛物线型.土壤水分的变异系数
随深度的增加而减小.0～300cm内的土壤水分剖面可分为活跃层(200cm以上) 、过渡层(200～250cm)和
稳定层(250cm以下) .层深度随降水量及其分配的不同而变化.不同降水年荒地土壤水分的方差分析总
体差异显著,但组间的均值配对比较结果不同.特涝年的荒地土壤水分与其它年份差异均显著. 荒地与
柠条林地的土壤水分差异显著,但与河北杨林地和小叶杨林地的土壤水分差异不显著.本文采用的定量研
究方法有助于黄土高原不同地区和不同植被条件下土壤水分的定量比较.
词 荒地 土壤水分 定位观测 时空变化
Spatial andtemporal characteristics of soil moisture dynamics inLoess Plateau. LI Hongjian,WANGMeng2
ben,CHAI Baofeng( Instituteof Loess Plateau, Shanxi University, Taiyuan030006, China) . 2Chin. J. Ap2
pl. Ecol. ,2003,14(4) :515～519.
Fieldmonitoringresultsof wastelandsoil water content of duringgrowingseasonof sevenyearsinZhuanyaogou
valleyof northwesternShanxi Province ,andtheresultsshowedthat theseasonal dynamicsof thesoil water was
controlledbyannual precipitationandits distribution. The seasonal dynamicsof soil water ina normal rainfall
year couldbe dividedintothree stages,i. e. , consumptionstagefromlate springtoearlysummer ,storage stage
fromlatesummer toearlyautumn,andsecondconsumptionstagefromlateautumntoearlywinter. Therelation2
shipequationbetweensoil water content andmeasuringnumber was linear (1988, 1990) , exponent (1992,
1995) andparabolacurve (1993) . The vertical profilesof soil water inthe wastelandindifferent rainfall year
weredifferent ,andthe soil water content increasedwithincreasingdepth . The equations betweensoil water
content andsoil depthinall years were cubic. Taking150cmasa boundary, the ratioof soil water content in
lower layerstoupper layerswaslarger than1, andthevariancecoefficient of soil water decreasedwithincreasing
depth. The soil water profilein0～300cmdepthfor sevenyear'saverage couldbe dividedintothreelayers,i.
e. , activelayer (above200cm) , transitivelayer (between200～250cm) andstablelayer (below250cm) , and
the depthof eachlayer variedwiththeannual precipitationanditsdistribution. TheANOVAresult of soil water
content inextremelyhighrainfall showedagreat differencewiththat inother years. Thedifferencebetweensoil
water content inwastelandandin Caraganakorshinskii plantationwas significant , but was not different from
that in Populus hopeiensis and Populussimonii plantationrespectively. The quantitative analysis methods used
inthispaper facilitatedthecomparisonof soil moistureindifferent regionandindifferent vegetation.
1 引 言
土壤水分关系的研究,一直是黄土高原地区水
分利用和环境整治的主要研究内容. 随着土壤水分
定位观测的进行,土壤水分研究取得了长足的进展,
研究内容亦空前,从农田、人工林和草地的土壤
水分动态
[2,3,7,8,18]
到土壤质地、坡度、坡向和利用
方式对土壤水分的影响
[10～12,15～17]
. 研究区域涉及
整个黄土高原地区. 随着观测时间的延续和土壤水
分资料的积累,为进行土壤水分长期定位观测数据
的定量分析提供了条件. 本文根据7年的土壤水分
定位观测数据,对晋西北荒地土壤水分的时空变化
特点进行定量分析,目的在于了解自然条件下荒地
土壤水分的特点,为区域环境整治和植被建设提供
科学依据;其次是对土壤水分资料的分析方法进行
总结,为土壤水分定位观测资料的横向比较提供分
应用生态学报 2003年4月 第14卷 第4期
CHINESEJOURNALOFAPPLIEDECOLOGY,Apr.2003,14(4)∶515～519
析途径,以促进土壤水分研究的进一步深入.
2 研究地区与研究方法
211 试验地概况
试验区位于晋西北河曲县境内黄河一支流的砖窑沟
流域(39°13′06″～39°13′47″N, 111°12′03″～111°19′28″E) ,
为典型黄土丘陵沟壑区. 该流域曾是国家"七五"黄土高原
综合治理项目的试验示范区.区内气候条件见文献
[14]
.
试验地为荒地,海拔约1070m,坡向西,坡度5°左右. 土
质为砂土,小于0.002mm的颗粒含量占5.3%, 饱和导水率
8.16cm·h
- 1
.总盖度75%以上,以百里香( Thymus mongoli2
cus)为主,伴生植物有沙蒿(Artemisiadesertorum)等.
212 研究方法
土壤水分用烘干法(105 ℃)测定.生长期4～10月每月
20日左右测定一次,每个样品3个重复. 每年测定7次,共
进行了7年.降水量用简易雨量筒实测,7年生长期的降水
量分别为:436.2mm(1988) 、341.8mm(1989) 、423. 9mm
(1990) 、494.3mm(1992) 、234. 8mm(1993) 、338. 5mm
(1994)和651. 6mm(1995) , 按降水量标准,分别属于正常
年、偏旱年、正常年、偏涝年、特旱年、偏旱年和特涝年. 土壤
水分的测定深度为0～300cm,11个层次,测深下限分别为
10、20、40、60、80、100、120、150、200、250和300cm. 土壤贮
水量按WC=0. 1R·V·H计算. 式中, WC为土壤贮水量
(mm) ; R为土壤含水量(干土重, %) ; V 为土壤容重(g·
cm
- 3
) ; H为土层深度(cm) .土壤容重用环刀法测定.
3 结果与分析
311 土壤水分时间变化特征
31111 土壤水分季节动态 以土壤水分含量(干土
重%、体积含水量%或贮水量mm)为纵坐标,以时
间为横坐标,可以得到不同深度的土壤水分动态
图
[6]
.或者根据土壤水分含量按一定范围作出土壤
水分湿度剖面图
[1]
;在此基础上研究土壤水分动
态,对其进行时段划分. 对晋西北荒地7年生长期不
同深度的贮水量(mm)动态分析(图1, 序列号1～7
代表1988年5～10月测定顺序,8为间隔点;9～15
为1989年4～10月的测定序号;以此类推)表明,0
～100cm范围内,贮水量变幅较大,为72. 7±29. 2
mm(平均值±标准差) ; 100～200cm,变幅减小
(83. 7±24. 2mm) ;200～300cm相对稳定(93. 1 ±
15. 4mm) ,只在特涝年份,土壤贮水量才能明显增
加.
图1 不同深度荒地土壤贮水量的动态变化
Fig. 1Seasonal dynamicsof soil water of wastelandat different depth.
从0～300cm土壤贮水量动态变化情况看,正
常降水量且其分布亦正常年份的土壤水分动态可分
为以下阶段:1)春末夏初土壤水分消耗期. 从4月上
中旬至6月下旬或7月上旬,取决于雨季来临的迟
早;2)夏末秋初土壤水分蓄积期. 从7月上中旬至9
月中下旬,蓄积量的大小由降水量的多少决定;3)秋
末冬初土壤水分消耗期. 一般从10月上旬至11月
上旬. 但是由于降水量的异常分布或受上年土壤水
分的影响,亦出现异常情形,如1990年和1993年.
二者土壤水分的变化特点几乎一致;前者由于生长
期初的大量降水(4月份80mm以上) ,6～9月份的
降水分布较为均匀,蓄积期不明显,尽管其总降水量
衡量为正常年,但土壤水分年呈下减趋势. 后者则
是由上年生长期末的高土壤水分含量造成.
荒地生长期7年贮水量的平均值为249. 7mm;
很小仅213mm(1994) ,其余年份在235～256mm
之间,很大年份也只有308mm(1995) ,与黄土高原
南部同类区相比,水分条件较差. 其原因除降水量较
少外,土壤持水能力低也是主要原因
[13]
. 以生长期
初、末3m土层贮水量的差与生长期初贮水量比值
的百分比作为土壤水分变化的标准: ±15%以内为
平衡, >40%为盈余, < - 40%为亏缺, ±15%
6 1 5 应 用 生 态 学 报 14卷
～±40%之间为亏缺或盈余,1994年为平衡,1988
年为盈余,1989年和1993年为亏缺,1990年为亏
缺,1992年和1995年为盈余. 1990年亏缺量
129. 34mm,1995年盈余量169. 32mm.
余优森等
[17]
用谐波分析方法对陇东黄土高原
草地土壤水分周年动态的研究表明,草地1m土层
的水分含量( Y,mm)与所测定期的旬序号(T,1～
24))的关系为: Y=170. 8 +16. 6sin[14( T- 1) +
82]. 我们用简单相关分析,拟合的3m土层的水分
含量( Y, mm)与测定序号(1～7,表示4～10月的
测定次数) 的关系方程为: 1988, Y =210. 28+
11. 52X, r=0. 826 ( P<0. 05) ; 1990, Y=322. 1
- 18. 9X, r = - 0. 947 ( P<0. 01) ; 1992, Y=
156. 03e
0. 096X
, r =0. 864 ( P<0. 05) ; 1993, Y=
343. 99 - 49. 54X +4. 62X
2
, r =0. 918 ( P<
0. 01) ; 1995, Y=171. 7e
0. 135X
, r =0. 899 ( P<
0. 01) ; 1989年和1994年拟合的关系显著性较差.
31112 土壤贮水量与时段降水量的关系 以不同深
度土壤贮水量为因变量(y,mm) 、测定期间的降水
量(X,mm)为自变量进行的简单相关分析表明,二
者的关系显著(表1). 显著水平随深度增加而减
小,与土壤水分的补偿特点相一致. 很显然,降水量
从上层向中层和下层下渗,一般情况下,降水只在
中、上层循环,偏涝或特涝年才能入渗到下层. 而且
随着所测时段时间间隔的缩短(如每月2次或
多) ,相关性也会增加.
表1 土壤贮水量( y,mm)与测段间降水量( X,mm)的关系方程
Table1 Relationequations betweensoil watercontent ( y,mm) andpe2
riodical precipitation( X,mm)
深度
Depth(cm)
关系方程
Equation
显著水平
Significant level
0～100 y=0. 3531X+51. 684 r =0. 668( P<0. 01)
0～200 y=0. 4737X+128. 24 r =0. 566 ( P<0. 01)
0～300 y=0. 4945X+220. 14 r =0. 489 ( P<0. 01)
31113 生长期平均土壤贮水量及生长期末土壤贮水
量与年降水量的关系 在土壤质地、坡度、坡向、植
被等因素确定的情况下,土壤水分的循环水平以及
生长期末的土壤贮水量主要取决于降水量及其分布
情况. 7年生长期荒地0～300cm土层贮水量平均值
(mm)分别为256. 37(1988) 、249. 67(1989) 、246. 46
(1990) 、235. 21(1992) 、238. 16(1993) 、213. 39
(1994) 、308. 05(1995) ,它与年降水量的拟合方程
为: Y= 3. 4426X- 442. 03, R= 0. 755( P<0. 05) ;
同期生长期末(10月)0～300cm土壤贮水量平均值
分别为271. 01(年份同前) , 223. 63、188. 48、
309. 42、214. 46、188. 78和375. 80(mm) ,与年降水
量的关系方程为: y =1. 6192X + 7. 4816, r =
0. 849 ( P<0. 05). 生长期末土壤贮水量与降水量
的关系系数大于生长期的平均贮水量与降水量的关
系系数,显然是由于生长期的平均贮水量受生长季
前期土壤水分的影响. 据观测,这种影响往往能持续
到6月底,因为在一般降水年份,生长期初的土壤贮
水量到6月底基本消耗到很低水平. 而生长期末的
土壤水分主要受雨季降水量的影响. 因此,可以用年
降水量预测生长期末的土壤贮水量.
312 土壤水分的空间变化特征
31211 土壤水分数据的空间统计特征 不同深度的
土壤水分统计要素的分析(表2)表明,荒地土壤水
分平均值自上而下呈"S"分布. 40～100cm之间土壤
水分较低,100cm以下呈增加趋势,这是荒地与林地
的主要区别所在
[5]
. 95%置信区域上下界变化幅度
自上而下逐渐变小,说明土壤水分值随深度增长
为集中、稳定. 偏度均大于零,且自上而下增加,表明
数据的分布均为正偏态分布,偏度越大说明大于平
均值的数据越分散. 峰度为观测值围绕中心点的扩
展程度,其值越大,表明数据的分布峰形比正态分布
锐.
大气降水是试验地土壤水分的补充来源,
与土壤水分的空间结构特点有关. 降水量的大小决
定降水的入渗深度. 因为多数年份降水不能够下渗
到200cm以下,使土壤水分的偏度和峰度在200cm
以下增加,300cm处很大. 变异系数随深度的增加而
减小,其关系方程为: CV= 57. 345- 0. 1441X, r=-0.99,说明随着深度的增加,土壤水分加趋于稳定.
表2 荒地土壤水分特征值
Table2Statisticcharacteristics valueof wastelandsoil moistureindif2
ferent layer
深度
Depth
(cm)
平均值
Mean
标准差
SD
变异系数
C. V.
95%置信区域
95%confident interval
下界
Low
上界
Upper
很小值
Min.
很大值
Max.
峰度
Kurtosis
偏度
Skewness
10 5. 84 3. 35 57. 4 4. 87 6. 80 0. 94 13. 48 - 0. 44 0. 68
20 5. 69 2. 84 49. 9 4. 88 6. 51 1. 18 12. 89 - 0. 35 0. 69
40 5. 16 2. 71 52. 5 4. 39 5. 94 1. 99 12. 89 0. 09 1. 02
60 5. 15 2. 49 48. 3 4. 44 5. 87 2. 52 10. 35 - 0. 70 0. 77
80 5. 25 2. 53 48. 2 4. 52 5. 97 2. 45 11. 15 - 0. 20 0. 92
100 5. 02 2. 28 45. 4 4. 36 5. 67 2. 67 11. 67 0. 57 1. 21
120 5. 29 2. 11 39. 9 4. 68 5. 90 2. 63 11. 39 0. 80 1. 24
150 5. 62 1. 92 34. 2 5. 07 6. 17 3. 48 12. 66 3. 57 1. 77
200 6. 64 1. 87 28. 2 6. 10 7. 18 4. 45 13. 42 4. 17 1. 86
250 6. 79 1. 42 20. 9 6. 38 7. 20 4. 92 12. 27 5. 63 2. 08
300 6. 71 0. 96 14. 3 6. 44 6. 99 5. 33 11. 27 11. 33 2. 85
31212 土壤水分剖面特征及其层次划分 尽管不同
降水年土壤水分的剖面有较大差异(图2) ,但是它
们的共同特点为下部土壤水分大于上部,以150cm
为界, 下层土壤水分与上层之比分别为1. 10
7 1 5 4期 李洪建等:黄土高原土壤水分变化的时空特征分析
(1988) 、1. 31(1989) 、1. 18(1990) 、1. 06(1992) 、1. 64
(1993) 、1. 49(1994)和1. 18(1995). 本区林地的土
壤水分情况则相反,如柠条和刺槐林地的土壤水分
明显表现为上部大于下部,下部存在明显的"干
层"
[4,5]
. 进一步对荒地土壤湿度与土层深度的关系
进行拟合表明,不同降水年土壤湿度与土层深度的
关系具有good的相关性(表3). 其关系方程均为三
次抛物线型,与本区刺槐多数年份为二次抛物线或
直线有较大差别
[5]
.
图2 荒地土壤水分的年际变化
Fig. 2Annual changesof soil water inwasteland.
表3 不同降水年土壤湿度( WC,干土重%)与土层深度( X, cm)的
关系方程
Table3 Regressionequations betweensoil watercontent(WC, DW%)
andsoil depth( X,cm)
年份Year 关系方程Equation R值Rvalue
1988 WC=4. 67+3. 30×10
- 2
X- 2×10
- 4
X
2
+4×10
- 7
X
3
R
2
=0. 671
3
1989 WC=6. 34- 5. 18×10
- 2
X +5×10
- 4
X
2
- 1×10
- 6
X
3
R
2
=0. 891
3 3
1990 WC=6. 59- 2. 87×10
- 2
X+2×10
- 4
X
2
- 2×10
- 7
X
3
R
2
=0. 743
3
1992 WC=7. 50- 5. 08×10
- 2
X+3×10
- 4
X
2
- 5×10
- 7
X
3
R
2
=0. 741
3
1993 WC=4. 07- 2. 48×10
- 2
X+4×10
- 4
X
2
- 9×10
- 7
X
3
R
2
=0. 971
3 3
1994 WC=5. 78- 5. 24×10
- 2
X+4×10
- 4
X
2
- 7×10
- 7
X
3
R
2
=0. 943
3 3
1995 WC=8. 30- 5. 60×10
- 2
X+5×10
- 4
X
2
- 1×10
- 6
X
3
R
2
=0. 883
3 3
平均Mean WC=6. 18- 3. 31×10
- 2
X+3×10
- 4
X
2
- 6×10
- 7
X
3
R
2
=0. 970
3 3
3
P<0. 05;
3 3
P<0. 01.
用标准差和变异系数对黄土高原土壤水分剖面
进行层次划分,已得到一致使用
[14]
. 以标准差>1. 5
为活跃层, 1. 5～1为次活跃层, <1为稳定层为标
准,荒地的土壤水分垂直剖面在不同降水年份层不
同(表4). 以7年测定期的平均值划分,200cm以上
为活跃层,200～250cm为过渡层,250cm以下为稳
定层.
313 土壤水分的定量比较
我们用SPSS统计软件方差分析的方法对生长
期荒地7年土壤水分平均值进行了分析,对特涝年
(1995)荒地土壤水分与本区3种林地土壤水分进行
了总体比较,并用很低显著性差异进行了组均值
的配对比较
[9]
. 结果表明(表5) ,不同降水年荒地土
壤水分的方差分析总体差异显著,但组间的均值
表4 不同降水年荒地土壤水分剖面分层
Table4Profiledistributionof soil waterof wastelandindifferent rain2
ingyear
年份
Year
活跃层深度
Active
layer(cm)
过渡层深度
Transitive
layer (cm)
稳定层深度
Stable
layer(cm)
降水量
Precipit2
ation(mm)
1988 0～120 120～150 150～300 436. 2
1989 0～60 60～120 120～300 341. 8
1990 0～100 100～120 120～300 423. 9
1992 0～200 200～300 494. 3
1993 0～120 120～250 250～300 234. 8
1994 0～60 60～80 80～300 338. 5
1995 0～300 651. 6
平均Mean 0～200 200～250 250～300
配对比较结果不同,特涝年土壤水分与其它年份差
异均显著,偏旱的1994年除与1993年不显著外,与
其它年均显著;而1988、1989、1990、1992年之间无
一显著,特旱年的1993年土壤水分除与1988、1995
年显著外,与其它年份无一显著. 因为尽管1993年
为特旱年,但由于1992年为偏涝年,其土壤水分并
非很低年;而1994年为特旱年后的偏旱年,其土壤
水分为很低年. 3个树种与荒地土壤水分比较表明,
荒地与柠条林地差异显著,与河北杨和小叶杨林地
均不显著.
表5 土壤水分的方差分析结果
Table5 ANOVAresult of soil watercontent (SWC)
方差分析
ANOVA
SS/MS F值
Fvalue
组间
1)
Betweengroups
不同降水年的土壤水分 6. 90/0. 914 7. 55
3 3
7,1
3 3
、7,2
3 3
、7,3
3 3
、7,4
3 3
、7. 5
3 3
、
SWCindifferent 7,6
3 3
;6,1
3
、6,2
3
、6,3
3
、6,4
3 3
;5,1
3
rainfall year
特涝年不同树种的土壤水分
SWCof different vegetation 13. 48/1. 002 13. 45
3 3
a,b
3 3
a,c
3 3
a,d
3 3
inexcessiverainfall year
3
P<0. 05,
3 3
P<0. 01;1)1～7:1988, 1989, 1990, 1992, 1993, 1994和1995年;a)柠条Caragana
korshinskii plantation,b)荒地Wasteland,c)河北杨林地Populus hopeiensisplantation,d)小叶杨林地Populus
simonii plantation.
4 结 论
411 本研究区,降水是土壤水分的补充来源,
它对土壤水分有较大影响. 在一般降水年份,土壤水
分动态可分为:春末夏初土壤水分消耗期;夏末秋初
土壤水分蓄积期和秋末冬初土壤水分消耗期3个阶
段. 土壤的干、湿季与气候的干、湿季相一致. 年
份,如降水均匀分布年份、生长期初的过量降水等,
使土壤水分出现相反情形. 0～300cm土层的贮水量
不足300mm,既受降水量较少的影响,也与土壤的
持水能力较差有关.
412 不同降水年土壤水分的空间剖面自上而下分
为活跃层、次活跃层和稳定层. 层的深度随降水量
的增加而增大. 不同降水年荒地土壤水分随深度的
变化关系可用三次抛物线方程表达. 土壤水分下部
8 1 5 应 用 生 态 学 报 14卷
明显大于上部,是荒地土壤水分与林地土壤水分剖
面分布的很大区别.
413 特涝年份荒地土壤水分与其它年份的土壤水
分有较大差别. 特旱年份的土壤水分与其它年份差
异不大,主要受相邻年份土壤水分含量的的影响.
414 本文应用的定量分析方法可用于不同地区、不
同植被或不同降水年之间土壤水分的定量比较.
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作者简介 李洪建,男, 1962年生,副教授.主要从事植物生
理生态及土壤水分生态研究, 发表论文30余篇. E2mail:
hongli @sxu.edu.cn
9 1 5 4期 李洪建等:黄土高原土壤水分变化的时空特征分析
3
李洪建
33
王孟本 柴宝峰
(山西大学黄土高原研究所, 太原030006)
【摘要】 对晋西北砖窑沟流域荒地7年土壤水分定位观测表明,生长期土壤水分动态主要受降水量及其
分配的影响.一般年份生长期土壤水分动态可分为3个时段:1)春末夏初土壤水分消耗期;2)夏末秋初土
壤水分蓄积期和3)秋末冬初土壤水分消耗期. 0～300cm土层水分含量的季节变化与测定序号的关系方
程为:1)直线型(1988, 1990) ,2)指数型(1992, 1995)和3)抛物线型(1993) .以150cm为界,下部土壤水分
与上部的比大于1.不同降水年土壤湿度与土层深度的关系方程均为三次抛物线型.土壤水分的变异系数
随深度的增加而减小.0～300cm内的土壤水分剖面可分为活跃层(200cm以上) 、过渡层(200～250cm)和
稳定层(250cm以下) .层深度随降水量及其分配的不同而变化.不同降水年荒地土壤水分的方差分析总
体差异显著,但组间的均值配对比较结果不同.特涝年的荒地土壤水分与其它年份差异均显著. 荒地与
柠条林地的土壤水分差异显著,但与河北杨林地和小叶杨林地的土壤水分差异不显著.本文采用的定量研
究方法有助于黄土高原不同地区和不同植被条件下土壤水分的定量比较.
词 荒地 土壤水分 定位观测 时空变化
Spatial andtemporal characteristics of soil moisture dynamics inLoess Plateau. LI Hongjian,WANGMeng2
ben,CHAI Baofeng( Instituteof Loess Plateau, Shanxi University, Taiyuan030006, China) . 2Chin. J. Ap2
pl. Ecol. ,2003,14(4) :515～519.
Fieldmonitoringresultsof wastelandsoil water content of duringgrowingseasonof sevenyearsinZhuanyaogou
valleyof northwesternShanxi Province ,andtheresultsshowedthat theseasonal dynamicsof thesoil water was
controlledbyannual precipitationandits distribution. The seasonal dynamicsof soil water ina normal rainfall
year couldbe dividedintothree stages,i. e. , consumptionstagefromlate springtoearlysummer ,storage stage
fromlatesummer toearlyautumn,andsecondconsumptionstagefromlateautumntoearlywinter. Therelation2
shipequationbetweensoil water content andmeasuringnumber was linear (1988, 1990) , exponent (1992,
1995) andparabolacurve (1993) . The vertical profilesof soil water inthe wastelandindifferent rainfall year
weredifferent ,andthe soil water content increasedwithincreasingdepth . The equations betweensoil water
content andsoil depthinall years were cubic. Taking150cmasa boundary, the ratioof soil water content in
lower layerstoupper layerswaslarger than1, andthevariancecoefficient of soil water decreasedwithincreasing
depth. The soil water profilein0～300cmdepthfor sevenyear'saverage couldbe dividedintothreelayers,i.
e. , activelayer (above200cm) , transitivelayer (between200～250cm) andstablelayer (below250cm) , and
the depthof eachlayer variedwiththeannual precipitationanditsdistribution. TheANOVAresult of soil water
content inextremelyhighrainfall showedagreat differencewiththat inother years. Thedifferencebetweensoil
water content inwastelandandin Caraganakorshinskii plantationwas significant , but was not different from
that in Populus hopeiensis and Populussimonii plantationrespectively. The quantitative analysis methods used
inthispaper facilitatedthecomparisonof soil moistureindifferent regionandindifferent vegetation.
1 引 言
土壤水分关系的研究,一直是黄土高原地区水
分利用和环境整治的主要研究内容. 随着土壤水分
定位观测的进行,土壤水分研究取得了长足的进展,
研究内容亦空前,从农田、人工林和草地的土壤
水分动态
[2,3,7,8,18]
到土壤质地、坡度、坡向和利用
方式对土壤水分的影响
[10～12,15～17]
. 研究区域涉及
整个黄土高原地区. 随着观测时间的延续和土壤水
分资料的积累,为进行土壤水分长期定位观测数据
的定量分析提供了条件. 本文根据7年的土壤水分
定位观测数据,对晋西北荒地土壤水分的时空变化
特点进行定量分析,目的在于了解自然条件下荒地
土壤水分的特点,为区域环境整治和植被建设提供
科学依据;其次是对土壤水分资料的分析方法进行
总结,为土壤水分定位观测资料的横向比较提供分
应用生态学报 2003年4月 第14卷 第4期
CHINESEJOURNALOFAPPLIEDECOLOGY,Apr.2003,14(4)∶515～519
析途径,以促进土壤水分研究的进一步深入.
2 研究地区与研究方法
211 试验地概况
试验区位于晋西北河曲县境内黄河一支流的砖窑沟
流域(39°13′06″～39°13′47″N, 111°12′03″～111°19′28″E) ,
为典型黄土丘陵沟壑区. 该流域曾是国家"七五"黄土高原
综合治理项目的试验示范区.区内气候条件见文献
[14]
.
试验地为荒地,海拔约1070m,坡向西,坡度5°左右. 土
质为砂土,小于0.002mm的颗粒含量占5.3%, 饱和导水率
8.16cm·h
- 1
.总盖度75%以上,以百里香( Thymus mongoli2
cus)为主,伴生植物有沙蒿(Artemisiadesertorum)等.
212 研究方法
土壤水分用烘干法(105 ℃)测定.生长期4～10月每月
20日左右测定一次,每个样品3个重复. 每年测定7次,共
进行了7年.降水量用简易雨量筒实测,7年生长期的降水
量分别为:436.2mm(1988) 、341.8mm(1989) 、423. 9mm
(1990) 、494.3mm(1992) 、234. 8mm(1993) 、338. 5mm
(1994)和651. 6mm(1995) , 按降水量标准,分别属于正常
年、偏旱年、正常年、偏涝年、特旱年、偏旱年和特涝年. 土壤
水分的测定深度为0～300cm,11个层次,测深下限分别为
10、20、40、60、80、100、120、150、200、250和300cm. 土壤贮
水量按WC=0. 1R·V·H计算. 式中, WC为土壤贮水量
(mm) ; R为土壤含水量(干土重, %) ; V 为土壤容重(g·
cm
- 3
) ; H为土层深度(cm) .土壤容重用环刀法测定.
3 结果与分析
311 土壤水分时间变化特征
31111 土壤水分季节动态 以土壤水分含量(干土
重%、体积含水量%或贮水量mm)为纵坐标,以时
间为横坐标,可以得到不同深度的土壤水分动态
图
[6]
.或者根据土壤水分含量按一定范围作出土壤
水分湿度剖面图
[1]
;在此基础上研究土壤水分动
态,对其进行时段划分. 对晋西北荒地7年生长期不
同深度的贮水量(mm)动态分析(图1, 序列号1～7
代表1988年5～10月测定顺序,8为间隔点;9～15
为1989年4～10月的测定序号;以此类推)表明,0
～100cm范围内,贮水量变幅较大,为72. 7±29. 2
mm(平均值±标准差) ; 100～200cm,变幅减小
(83. 7±24. 2mm) ;200～300cm相对稳定(93. 1 ±
15. 4mm) ,只在特涝年份,土壤贮水量才能明显增
加.
图1 不同深度荒地土壤贮水量的动态变化
Fig. 1Seasonal dynamicsof soil water of wastelandat different depth.
从0～300cm土壤贮水量动态变化情况看,正
常降水量且其分布亦正常年份的土壤水分动态可分
为以下阶段:1)春末夏初土壤水分消耗期. 从4月上
中旬至6月下旬或7月上旬,取决于雨季来临的迟
早;2)夏末秋初土壤水分蓄积期. 从7月上中旬至9
月中下旬,蓄积量的大小由降水量的多少决定;3)秋
末冬初土壤水分消耗期. 一般从10月上旬至11月
上旬. 但是由于降水量的异常分布或受上年土壤水
分的影响,亦出现异常情形,如1990年和1993年.
二者土壤水分的变化特点几乎一致;前者由于生长
期初的大量降水(4月份80mm以上) ,6～9月份的
降水分布较为均匀,蓄积期不明显,尽管其总降水量
衡量为正常年,但土壤水分年呈下减趋势. 后者则
是由上年生长期末的高土壤水分含量造成.
荒地生长期7年贮水量的平均值为249. 7mm;
很小仅213mm(1994) ,其余年份在235～256mm
之间,很大年份也只有308mm(1995) ,与黄土高原
南部同类区相比,水分条件较差. 其原因除降水量较
少外,土壤持水能力低也是主要原因
[13]
. 以生长期
初、末3m土层贮水量的差与生长期初贮水量比值
的百分比作为土壤水分变化的标准: ±15%以内为
平衡, >40%为盈余, < - 40%为亏缺, ±15%
6 1 5 应 用 生 态 学 报 14卷
～±40%之间为亏缺或盈余,1994年为平衡,1988
年为盈余,1989年和1993年为亏缺,1990年为亏
缺,1992年和1995年为盈余. 1990年亏缺量
129. 34mm,1995年盈余量169. 32mm.
余优森等
[17]
用谐波分析方法对陇东黄土高原
草地土壤水分周年动态的研究表明,草地1m土层
的水分含量( Y,mm)与所测定期的旬序号(T,1～
24))的关系为: Y=170. 8 +16. 6sin[14( T- 1) +
82]. 我们用简单相关分析,拟合的3m土层的水分
含量( Y, mm)与测定序号(1～7,表示4～10月的
测定次数) 的关系方程为: 1988, Y =210. 28+
11. 52X, r=0. 826 ( P<0. 05) ; 1990, Y=322. 1
- 18. 9X, r = - 0. 947 ( P<0. 01) ; 1992, Y=
156. 03e
0. 096X
, r =0. 864 ( P<0. 05) ; 1993, Y=
343. 99 - 49. 54X +4. 62X
2
, r =0. 918 ( P<
0. 01) ; 1995, Y=171. 7e
0. 135X
, r =0. 899 ( P<
0. 01) ; 1989年和1994年拟合的关系显著性较差.
31112 土壤贮水量与时段降水量的关系 以不同深
度土壤贮水量为因变量(y,mm) 、测定期间的降水
量(X,mm)为自变量进行的简单相关分析表明,二
者的关系显著(表1). 显著水平随深度增加而减
小,与土壤水分的补偿特点相一致. 很显然,降水量
从上层向中层和下层下渗,一般情况下,降水只在
中、上层循环,偏涝或特涝年才能入渗到下层. 而且
随着所测时段时间间隔的缩短(如每月2次或
多) ,相关性也会增加.
表1 土壤贮水量( y,mm)与测段间降水量( X,mm)的关系方程
Table1 Relationequations betweensoil watercontent ( y,mm) andpe2
riodical precipitation( X,mm)
深度
Depth(cm)
关系方程
Equation
显著水平
Significant level
0～100 y=0. 3531X+51. 684 r =0. 668( P<0. 01)
0～200 y=0. 4737X+128. 24 r =0. 566 ( P<0. 01)
0～300 y=0. 4945X+220. 14 r =0. 489 ( P<0. 01)
31113 生长期平均土壤贮水量及生长期末土壤贮水
量与年降水量的关系 在土壤质地、坡度、坡向、植
被等因素确定的情况下,土壤水分的循环水平以及
生长期末的土壤贮水量主要取决于降水量及其分布
情况. 7年生长期荒地0～300cm土层贮水量平均值
(mm)分别为256. 37(1988) 、249. 67(1989) 、246. 46
(1990) 、235. 21(1992) 、238. 16(1993) 、213. 39
(1994) 、308. 05(1995) ,它与年降水量的拟合方程
为: Y= 3. 4426X- 442. 03, R= 0. 755( P<0. 05) ;
同期生长期末(10月)0～300cm土壤贮水量平均值
分别为271. 01(年份同前) , 223. 63、188. 48、
309. 42、214. 46、188. 78和375. 80(mm) ,与年降水
量的关系方程为: y =1. 6192X + 7. 4816, r =
0. 849 ( P<0. 05). 生长期末土壤贮水量与降水量
的关系系数大于生长期的平均贮水量与降水量的关
系系数,显然是由于生长期的平均贮水量受生长季
前期土壤水分的影响. 据观测,这种影响往往能持续
到6月底,因为在一般降水年份,生长期初的土壤贮
水量到6月底基本消耗到很低水平. 而生长期末的
土壤水分主要受雨季降水量的影响. 因此,可以用年
降水量预测生长期末的土壤贮水量.
312 土壤水分的空间变化特征
31211 土壤水分数据的空间统计特征 不同深度的
土壤水分统计要素的分析(表2)表明,荒地土壤水
分平均值自上而下呈"S"分布. 40～100cm之间土壤
水分较低,100cm以下呈增加趋势,这是荒地与林地
的主要区别所在
[5]
. 95%置信区域上下界变化幅度
自上而下逐渐变小,说明土壤水分值随深度增长
为集中、稳定. 偏度均大于零,且自上而下增加,表明
数据的分布均为正偏态分布,偏度越大说明大于平
均值的数据越分散. 峰度为观测值围绕中心点的扩
展程度,其值越大,表明数据的分布峰形比正态分布
锐.
大气降水是试验地土壤水分的补充来源,
与土壤水分的空间结构特点有关. 降水量的大小决
定降水的入渗深度. 因为多数年份降水不能够下渗
到200cm以下,使土壤水分的偏度和峰度在200cm
以下增加,300cm处很大. 变异系数随深度的增加而
减小,其关系方程为: CV= 57. 345- 0. 1441X, r=-0.99,说明随着深度的增加,土壤水分加趋于稳定.
表2 荒地土壤水分特征值
Table2Statisticcharacteristics valueof wastelandsoil moistureindif2
ferent layer
深度
Depth
(cm)
平均值
Mean
标准差
SD
变异系数
C. V.
95%置信区域
95%confident interval
下界
Low
上界
Upper
很小值
Min.
很大值
Max.
峰度
Kurtosis
偏度
Skewness
10 5. 84 3. 35 57. 4 4. 87 6. 80 0. 94 13. 48 - 0. 44 0. 68
20 5. 69 2. 84 49. 9 4. 88 6. 51 1. 18 12. 89 - 0. 35 0. 69
40 5. 16 2. 71 52. 5 4. 39 5. 94 1. 99 12. 89 0. 09 1. 02
60 5. 15 2. 49 48. 3 4. 44 5. 87 2. 52 10. 35 - 0. 70 0. 77
80 5. 25 2. 53 48. 2 4. 52 5. 97 2. 45 11. 15 - 0. 20 0. 92
100 5. 02 2. 28 45. 4 4. 36 5. 67 2. 67 11. 67 0. 57 1. 21
120 5. 29 2. 11 39. 9 4. 68 5. 90 2. 63 11. 39 0. 80 1. 24
150 5. 62 1. 92 34. 2 5. 07 6. 17 3. 48 12. 66 3. 57 1. 77
200 6. 64 1. 87 28. 2 6. 10 7. 18 4. 45 13. 42 4. 17 1. 86
250 6. 79 1. 42 20. 9 6. 38 7. 20 4. 92 12. 27 5. 63 2. 08
300 6. 71 0. 96 14. 3 6. 44 6. 99 5. 33 11. 27 11. 33 2. 85
31212 土壤水分剖面特征及其层次划分 尽管不同
降水年土壤水分的剖面有较大差异(图2) ,但是它
们的共同特点为下部土壤水分大于上部,以150cm
为界, 下层土壤水分与上层之比分别为1. 10
7 1 5 4期 李洪建等:黄土高原土壤水分变化的时空特征分析
(1988) 、1. 31(1989) 、1. 18(1990) 、1. 06(1992) 、1. 64
(1993) 、1. 49(1994)和1. 18(1995). 本区林地的土
壤水分情况则相反,如柠条和刺槐林地的土壤水分
明显表现为上部大于下部,下部存在明显的"干
层"
[4,5]
. 进一步对荒地土壤湿度与土层深度的关系
进行拟合表明,不同降水年土壤湿度与土层深度的
关系具有good的相关性(表3). 其关系方程均为三
次抛物线型,与本区刺槐多数年份为二次抛物线或
直线有较大差别
[5]
.
图2 荒地土壤水分的年际变化
Fig. 2Annual changesof soil water inwasteland.
表3 不同降水年土壤湿度( WC,干土重%)与土层深度( X, cm)的
关系方程
Table3 Regressionequations betweensoil watercontent(WC, DW%)
andsoil depth( X,cm)
年份Year 关系方程Equation R值Rvalue
1988 WC=4. 67+3. 30×10
- 2
X- 2×10
- 4
X
2
+4×10
- 7
X
3
R
2
=0. 671
3
1989 WC=6. 34- 5. 18×10
- 2
X +5×10
- 4
X
2
- 1×10
- 6
X
3
R
2
=0. 891
3 3
1990 WC=6. 59- 2. 87×10
- 2
X+2×10
- 4
X
2
- 2×10
- 7
X
3
R
2
=0. 743
3
1992 WC=7. 50- 5. 08×10
- 2
X+3×10
- 4
X
2
- 5×10
- 7
X
3
R
2
=0. 741
3
1993 WC=4. 07- 2. 48×10
- 2
X+4×10
- 4
X
2
- 9×10
- 7
X
3
R
2
=0. 971
3 3
1994 WC=5. 78- 5. 24×10
- 2
X+4×10
- 4
X
2
- 7×10
- 7
X
3
R
2
=0. 943
3 3
1995 WC=8. 30- 5. 60×10
- 2
X+5×10
- 4
X
2
- 1×10
- 6
X
3
R
2
=0. 883
3 3
平均Mean WC=6. 18- 3. 31×10
- 2
X+3×10
- 4
X
2
- 6×10
- 7
X
3
R
2
=0. 970
3 3
3
P<0. 05;
3 3
P<0. 01.
用标准差和变异系数对黄土高原土壤水分剖面
进行层次划分,已得到一致使用
[14]
. 以标准差>1. 5
为活跃层, 1. 5～1为次活跃层, <1为稳定层为标
准,荒地的土壤水分垂直剖面在不同降水年份层不
同(表4). 以7年测定期的平均值划分,200cm以上
为活跃层,200～250cm为过渡层,250cm以下为稳
定层.
313 土壤水分的定量比较
我们用SPSS统计软件方差分析的方法对生长
期荒地7年土壤水分平均值进行了分析,对特涝年
(1995)荒地土壤水分与本区3种林地土壤水分进行
了总体比较,并用很低显著性差异进行了组均值
的配对比较
[9]
. 结果表明(表5) ,不同降水年荒地土
壤水分的方差分析总体差异显著,但组间的均值
表4 不同降水年荒地土壤水分剖面分层
Table4Profiledistributionof soil waterof wastelandindifferent rain2
ingyear
年份
Year
活跃层深度
Active
layer(cm)
过渡层深度
Transitive
layer (cm)
稳定层深度
Stable
layer(cm)
降水量
Precipit2
ation(mm)
1988 0～120 120～150 150～300 436. 2
1989 0～60 60～120 120～300 341. 8
1990 0～100 100～120 120～300 423. 9
1992 0～200 200～300 494. 3
1993 0～120 120～250 250～300 234. 8
1994 0～60 60～80 80～300 338. 5
1995 0～300 651. 6
平均Mean 0～200 200～250 250～300
配对比较结果不同,特涝年土壤水分与其它年份差
异均显著,偏旱的1994年除与1993年不显著外,与
其它年均显著;而1988、1989、1990、1992年之间无
一显著,特旱年的1993年土壤水分除与1988、1995
年显著外,与其它年份无一显著. 因为尽管1993年
为特旱年,但由于1992年为偏涝年,其土壤水分并
非很低年;而1994年为特旱年后的偏旱年,其土壤
水分为很低年. 3个树种与荒地土壤水分比较表明,
荒地与柠条林地差异显著,与河北杨和小叶杨林地
均不显著.
表5 土壤水分的方差分析结果
Table5 ANOVAresult of soil watercontent (SWC)
方差分析
ANOVA
SS/MS F值
Fvalue
组间
1)
Betweengroups
不同降水年的土壤水分 6. 90/0. 914 7. 55
3 3
7,1
3 3
、7,2
3 3
、7,3
3 3
、7,4
3 3
、7. 5
3 3
、
SWCindifferent 7,6
3 3
;6,1
3
、6,2
3
、6,3
3
、6,4
3 3
;5,1
3
rainfall year
特涝年不同树种的土壤水分
SWCof different vegetation 13. 48/1. 002 13. 45
3 3
a,b
3 3
a,c
3 3
a,d
3 3
inexcessiverainfall year
3
P<0. 05,
3 3
P<0. 01;1)1～7:1988, 1989, 1990, 1992, 1993, 1994和1995年;a)柠条Caragana
korshinskii plantation,b)荒地Wasteland,c)河北杨林地Populus hopeiensisplantation,d)小叶杨林地Populus
simonii plantation.
4 结 论
411 本研究区,降水是土壤水分的补充来源,
它对土壤水分有较大影响. 在一般降水年份,土壤水
分动态可分为:春末夏初土壤水分消耗期;夏末秋初
土壤水分蓄积期和秋末冬初土壤水分消耗期3个阶
段. 土壤的干、湿季与气候的干、湿季相一致. 年
份,如降水均匀分布年份、生长期初的过量降水等,
使土壤水分出现相反情形. 0～300cm土层的贮水量
不足300mm,既受降水量较少的影响,也与土壤的
持水能力较差有关.
412 不同降水年土壤水分的空间剖面自上而下分
为活跃层、次活跃层和稳定层. 层的深度随降水量
的增加而增大. 不同降水年荒地土壤水分随深度的
变化关系可用三次抛物线方程表达. 土壤水分下部
8 1 5 应 用 生 态 学 报 14卷
明显大于上部,是荒地土壤水分与林地土壤水分剖
面分布的很大区别.
413 特涝年份荒地土壤水分与其它年份的土壤水
分有较大差别. 特旱年份的土壤水分与其它年份差
异不大,主要受相邻年份土壤水分含量的的影响.
414 本文应用的定量分析方法可用于不同地区、不
同植被或不同降水年之间土壤水分的定量比较.
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作者简介 李洪建,男, 1962年生,副教授.主要从事植物生
理生态及土壤水分生态研究, 发表论文30余篇. E2mail:
hongli @sxu.edu.cn
9 1 5 4期 李洪建等:黄土高原土壤水分变化的时空特征分析