塔里木河下游河道输水对沿岸土壤含水率的影响分析

洪 辉

（塔里木河流域干流管理局，新疆库尔勒 841000）

土壤水是干旱、半干旱地区天然植被生存、生长发育的基本条件，决定植被分布和动态变化，是生态系统结构与功能的关键因素[1-3]。土壤湿度变化是降水、冠层截留、植物蒸腾、土壤蒸发、地表径流、地下渗漏等多种因素综合作用的结果，它对土壤—植被—大气传输体（SVAT）中的物质迁移过程具有重要影响[4-6]。中子仪测定法具有快速、省力、不破坏土壤结构等优点，并且其系统误差和性能及测定土壤水分的精度已经得到普遍认可[7]。因此，利用中子仪研究土壤剖面含水量的变化，掌握干旱区退化生态系统土壤水的时空变化规律，对塔里木河下游受损生态系统的恢复具有极为重要的意义。

塔里木河下游自2000年实施生态输水工程以来，断流30多年的下游河段恢复了水文过程的完整性。塔里木河下游两岸分布的自然植被主要是非地带性的隐域植被，它们的生存不依赖大气降水，而主要靠地下水供给其蒸腾和蒸发。但地下水是通过毛细管作用上升补给土壤水分，从而被植被吸收利用。因此，在一定意义上，地下水是通过改变土壤体积含水率来影响植被生长的。笔者利用塔里木河下游不同监测剖面连续近5年的土壤水动态变化数据，试图掌握塔里木河下游不同退化程度区土壤体积含水率的时空分布特征，深化对塔里木河下游生态输水后生态水文过程理解，为塔里木河下游退化天然植被恢复提供科学依据。

1 材料和方法

1.1 研究区概况

研究区位于塔里木河下游大西海子至台特玛湖间，地理坐标介于东经87.6°～88.5°、北纬39.5°～40.6°（如图1所示），属暖温带荒漠干旱气候，这里降水稀少，多年平均年降水量仅为20～50 mm；而年均蒸发量却高达2 500～3 000 mm。该地区的地带性植被是温性灌木和半灌木，在河漫滩及两岸的低阶地发育着大面积非地带性的草甸植被，形成由胡杨（Popu1us euphratica）、灌木和草本植物组成的面积广阔的乔、灌、草带[8]。塔里木河下游两岸主要土壤类型有绿洲潮土、风沙土、草甸土、盐土等。近50年来，由于人类不合理的水土资源开发，塔里木河下游出现了极其严重的生态退化[9-10]。

图1 塔里木河下游简图

1.2 研究方法

（1）样点设置和数据获取。为全面、准确地掌握塔里木河下游输水后土壤水的变化过程，在塔里木河下游离输水水源大西海子水库由近及远不同距离处，选取英苏和依干布及麻2个典型断面，分别垂直于输水河道，按一定间距布设2～3 个长期固定土壤水监测剖面。土壤含水量测定采用中子水分仪（CNC503DR 型，北京核子仪器有限公司制造，该仪器测定的是土壤非饱和带的容积水分含量，其主要技术参数如下：测量范围为0～70%；当含水量0～40%时观测精度为2%，当含水量40%～70%时观测精度为3%）。土壤水含水量测定频率是每年每月1次，在输水期间和输水后每月监测2 次。这里采用的数据是2002年8月—2006年12月。

（2）数据处理。统计学表明，土壤体积含水率的平均值代表研究尺度内土壤体积含水率的集中趋势，标准差和变异系数（Cv）表明土壤体积含水率对中心位置的偏离（变异性）程度，它们分别为土壤体积含水率数据分布位置、分散情况、分布形状的量度[11-12]。H111e1（1980）认为当某一土壤特性参数的变异系数Cv≤10%时为弱变异性，当10%＜Cv＜100%时为中等变异性，当Cv≥100%时为强变异性[13]。变异系数计算公式为：

式中：S 表示一组数据的标准差；Xˉ表示该组数据的平均数。

利用单因素方差分析法（one-way ANOVA）和多重比较法（LSD）计算各断面离河道不同距离间不同土层的土壤体积含水率差异，并对其变化差异进行单一样本T检验。

2 结果与分析

2.1 土壤含水率的空间变异性特征

8 次输水后（2006年11月），塔里木河下游典型断面的土壤体积含水率在垂直方向上变化的统计特征见表1。在地表以下0～280 cm 土层范围内，随着土壤深度增加，土壤体积含水率整体呈现先减少后增加趋势。而各层土壤体积含水率变异系数存在明显差异。输水后在地表60 cm 以下，土壤体积含水率的空间差异性极其显著（p＜0.001）。

在水平方向上，各断面离河道不同距离土壤体积含水率差异性明显（如图2上所示）。在0～280 cm土层范围内，离水源较近的英苏断面的土壤平均含水率要明显高于离水源较远的依干布及麻断面的土壤平均含水率，在同一断面离河道较近的土壤平均含水率要高于离河道较远的土壤平均含水率。各断面土壤体积含水率的空间变异系数规律性明显（如图2 下所示）。整体上英苏断面的土壤体积含水率空间变异程度低于依干布及麻断面，但土壤体积含水率变化规律不同的是在离河道不同距离的土壤体积含水率的空间差异性表现出相反的变化规律。英苏断面的离河道较近的C1号监测孔，属于中等变异性；离河道较远的C2号监测孔，变异程度加大。但在依干布及麻断面，离河道较近的H1号监测孔土壤体积含水率变异性很高，属于强变异性；离河道较远的H2号监测孔土壤体积含水率空间变异性较低。这说明，离水源越近，近河道的土壤体积含水率变异性低于远河道的土壤体积含水率变异性，离水源越远近河道的土壤体积含水率空间变异程度要高于远河道的变异程度。

表1 塔里木河下游输水后主要断面土壤体积含水率统计特征值

通过对各断面不同距离的含水量进行单因素的方差分析（见表2），不同土层含水率之间除20 cm土层的差异性不显著外，其他各土层之间的差异性极显著（p＜0.001）。对于同一断面，英苏断面除了20 cm土层外，其他各土层的C1和C2号监测孔的土壤含水率差异性都很显著（a=0.05）；而依干布及麻断面的H1和H2号监测孔的土壤含水率仅在40～60 和240～280 cm土层范围内，两者差异性显著（a=0.05），在80～220 cm 土层范围内两者的差异性不显著（a=0.5）。对于不同断面，英苏和依干布及麻断面，除了C2和H2号监测孔在20～40 和280 cm 土层外，4 个监测孔间的土壤含水率差异性显著（a=0.05）。

图2 塔里木河下游输水后英苏和依干布及麻断面监测孔的土壤体积含水率和变异系数变化

从不同土壤体积含水率和变异系数随土壤深度的变化曲线可以看出：各剖面土壤体积含水率变化在地表以下0～3 m深度范围内有3个特征明显不同的变化层，即水分散失层、水分增加层和水分变化层（见表3）。以英苏断面为例，C1号监测孔0～60 cm土层的土壤体积含水率较低，变化幅度较小，变异系数较低；60～100 cm 土层的含水率显著增加，增幅最大，变异系数较高；100～280 cm 土层的含水率仍在上升，但增幅有所减缓，变异程度明显下降。

表2 不同监测样点之间的方差分析与多重比较

2.2 土壤含水率的时序性特征

受间歇性输水的影响，塔里木河下游各断面土壤体积含水率随时间变化规律十分明显（如图3 所示）。以英苏断面为例，离河道较近的C1号监测孔土壤体积含水率随着间歇性输水变化十分明显：在0～140 cm土层内，在输水期间土壤体积含水率上升幅度很快，如在第4次输水后（2002年12月）土壤平均含水率为3%，第5次（I）输水后（2003年7月）上升到9%，第7 次（I）输水后（2005年8月）上升到12%；在停水期间土壤体积含水率略有下降，但随着输水次数和时间的延续整体呈上升趋势。在140 cm 土层以下，随着深度增加，土壤体积含水率随输水时间变化的升降幅度减弱。在160～280 cm土层范围内，土壤体积含水率随着时间延续开始呈现整体下降趋势，但在整个输水过程中其升降幅度明显，尤其是在240 cm 土层以下土壤体积含水率的升降变化与输水时间和次数关系密切。

表3 塔里木河下游典型断面各土层土壤体积含水率变化

离水源距离较远的依干布及麻断面土壤体积含水率随时间变化明显晚于C 断面。以H1号监测孔为例，0～120 cm土层土壤体积含水率在2002年9月—2003年12月普遍较低，在2004年2月—2006年12月上升幅度很大；120～200 cm土层土壤体积含水率上升的时间比0～120 cm 土层要早，其中120～160 cm 土层在2003年12月5日左右达到高峰、180 和200 cm土层分别于2003年11和10月中旬达到最高值，此后至2004年2月27日即在第6次输水之前各土层土壤体积含水量降至最低；200～280 cm土层土壤体积含水率在第5 次（I）和第5 次（II）输水中出现2个高峰期。此后，随着输水时间的延续，除280 cm深度的土壤体积含水率逐渐降低，其他深度的土壤体积含水量变幅很小。

3 结论

（1）塔里木河下游8 次输水后土壤体积含水率在空间上有很强的变异性。垂直方向上，土壤体积含水率随着土壤深度增加整体呈先减少后上升趋势，且各层土壤体积含水率变异性存在明显差异。

（2）根据各断面土壤体积含水率和变异系数随土壤深度的变化特征，塔里木河下游主要断面土壤体积含水率变化在地表以下0～3 m 深度范围内有3 个特征明显不同的变化层，即水分散失层、水分增加层和水分变化层。各断面在同一土层深度下土壤体积含水率差异显著。

图3 英苏和依干布及麻断面监测孔土壤体积含水率时间变化

（3）塔里木河下游输水后土壤体积含水率变化在时间上具有不稳定性。随着土层深度增加和间歇性输水的延续，离河道较近的土壤体积含水率对输水过程的响应要明显高于离河道较远的土壤体积含水率对输水过程的响应；在离水源距离较近的土壤体积含水率变化明显早于离水源较远的土壤体积含水率变化。

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