华南丘陵地区典型流域的土壤水分时空变化及其驱动机制

刘 远，李思颖，周买春，姜俊红

（1.华南农业大学水利与土木工程学院，广州 510642；2.广东河海工程咨询有限公司，广州 510610）

0 引 言

土壤水分是水文循环各过程的中心纽带，对蒸散发和产流过程有着重要影响，准确描述降雨前期土壤水分状况能提高径流模拟精度[1-3]。长期、系统、密集地监测流域土壤水分空间分布难度较大，而遥感反演通常只能得到表层5 cm 左右厚度的土壤水分状况。水文模拟工作者通常将流域蓄水容量作为水文模型参数，其值通过模型率定获得，推算暴雨前期土壤水分状况[4]和应用新安江模型[5]均是如此。这样得出的流域蓄水容量及其分布反映的是流域降雨径流关系，能否反映流域真实的土壤水分状况尚未得到检验。为了便于计算，也有学者根据流域植被类型或土壤类型主观地确定一个包气带厚度，并假设包气带内土壤水分均匀分布，忽略其垂直分布差异[4,6-8]。然而，不同深度土层受到外界的作用因素和作用程度不同，导致土壤水分的垂直分布差异[9-11]。在包括华南丘陵在内的许多地区，土壤包气带厚度常超过植被根系扎入深度，且由于土壤质地分层，使得土壤水分在不同土层所受到的作用因子和驱动机制不尽相同，包气带土壤水分发生垂向分层，这为流域土壤蓄水容量的计算提出了挑战。本研究于旱季和雨季在广东省泗合水流域进行大范围的土壤水分测定，使用地统计学半变异函数（Semivariogram）对土壤水分的垂直分布特征进行分析，确定流域有效包气带厚度和土壤蓄水容量，为华南丘陵地区无资料流域的水文模拟提供参数支持。

1 研究区域和研究方法

1.1 流域概况

广东省鹤山市泗合水流域位于东经112°22′30″～37′30″，北纬22°32′24″～45′00″，珠江三角洲西部的潭江支流（见图1），集水面积131km2，属南亚热带季风气候区，多年平均降雨量1 696 mm，多年平均蒸发量868 mm，4-9月为雨季。流域为丘陵地貌，高程13～637 m，其中高程在13～100 m 之间的流域面积占83%（见图2）。地表的显露地层主要为寒武系八村群，土壤主要为花岗岩和砂页岩风化而成的赤红壤，主要的土壤质地类型为黏壤土。流域主要土地利用类型为林地，占流域面积的81.5%，主要树种为人工桉树和松树，分别占林地面积的65.2%和26.1%。

图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 试验方案

根据流域地形、植被和土地利用情况，沿11 个断面分别测定旱季和雨季的土壤剖面含水率，旱季和雨季取样前两个月的累计降雨量分别为12 mm 和471 mm，蒸发皿蒸发量分别为101.3 mm 和103.4 mm。旱季布置测点121个，高程范围22～134 m；雨季布置测点61个，高程范围19～121 m。测点分布见图2，除流域东中部较高区域外，测点基本覆盖全流域。流域东中部为陡峭山地，山体出露花岗岩，土层薄且含大量块石和碎石，无法钻土取样；流域其它地方土层一般较厚，地面覆盖为人工次生林，坡脚、山谷和低洼处分布有旱地和水田。由于雨季频繁降雨会使得土壤水分在短时间内变化较大，为了尽可能使同一区域的取样测试在相邻两场大雨间隔期完成，减小了雨季测点密度。减少的测点主要位于土壤水分受人类活动影响较大的果园、旱地和水田，减少后的测点依然覆盖流域的各高程段和主要植被类型。试验采用人工钻孔取样，带回实验室烘干称重测定土壤重量含水率，钻孔深度为2 m，取样土层间距为10 cm，取3个重复平均值。

图2 测点分布Fig.2 Distribution of sample points

1.3 分析方法

半变异函数通过计算空间变量自方差随距离的变化来描述其空间变异特征，是空间变量自相关关系的度量。对于土壤剖面水分变化，若以θi(yj)表示测点i在yj土层深度的土壤含水率，则流域土壤水分沿土层深的实验半变异函数值Y*(h)计算为：

式中：h为某测点两个不同土层深度的间距；Ni(h)为测点i土壤水分实测样本对数量；Np为测点数量。

对实验半变异函数值所呈现的线型进行模型拟合得到半变异函数理论模型，本研究采用球状模型（Spherical model），其表达式为[12]：

式中：C0是块金方差（Nugget variance）；C是结构方差（Structure variance）；a是变程（或称相关距离，Spatial correlation length），在此又称自相关深度。

2 试验结果与分析

2.1 流域平均土壤含水率

试验得到的流域平均土壤含水率分布如图3所示。试验结果表明，从地面到20 cm 深度的土层，旱季和雨季的土壤含水率均急剧减小；主要是因为林下地被植物生长较好，同时覆盖有较厚的枯枝落叶，因此表层10 cm 的土壤水分总是较湿润，比20 cm 土层的土壤水分要大的多。两个季节的土壤水分在20～60 cm 土层均呈增加趋势，旱季较雨季增加快，雨季总体保持较高的含水率。60～110 cm 土层，旱季的土壤水分呈波动变化，雨季的土壤水分呈减小趋势；两个季节的土壤水分在110～130 cm 深度趋于重合。在130 cm 深度以下，两个季节的土壤水分又开始出现差异，雨季土壤水分有一定幅度增加，旱季土壤水分总体保持稳定。

图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 半变异函数分析

半变异函数理论模型拟合的前提是样本满足正态分布。在0.01 显著性水平上，雨季土壤水分样本通过正态分布假定，但旱季样本不能通过。不服从正态分布的样本对半变异函数拟合的影响是样本不同空间均值与其标准差之间存在相关关系，线性回归检验表明旱季各土层平均土壤含水率与其标准差存在相关（F=5.67＞Fα=0.05=4.41），但相关关系较弱（R2=0.24），因此忽略其相关对理论半变异函数拟合的影响。按式（1）计算土壤剖面含水率样本半变异函数值，并进行球状理论模型拟合，结果如表1和图4所示，无论是旱季还是雨季都有拟合较好。

表1 旱季和雨季流域土壤剖面水分分布半变异函数理论模型拟合Tab.1 Theoretical model fitting of soil moisture distribution semivariogram for dry and wet season in catchment

块金方差C0反映了空间变量内在的、随机的（可由测量或采样引起）、小于取样尺度的误差。根据块金系数＜25%、25%～75%、＞75%，将变量的空间自相关性划分为强、中、弱3 个级别[13,14]。旱季和雨季的块金方差分别为0.25 和3.78，两个时期块金方差差异的原因主要是：抽样误差，两个时期的测点数不同；雨季的土壤水分常常受到降雨。旱季和雨季的块金系数分别为0.4%和17.5%，均为强空间自相关级别，样本能够很好反映研究对象的空间变异特征。

由图4可以看到，流域旱季土壤剖面水分实验半变异函数点的分布可分为3 段：0～70 cm 的快速上升段，70～170 cm 的波动变化段和＞170 cm 的上升段。在波动变化段，实验半变异函数值分别在h=100 cm、130 cm 出现局部拐点。拟合的球状模型的空间自相关深度a=75 cm，与实验半变异函数的拐点接近。这表明土壤水分在旱季存在5个空间自相关相对独立的土层区间：0～70 cm、70～100 cm，100～130 cm、130 cm～170cm以及＞170 cm。

图4 流域土壤剖面水分分布半变异函数Fig.4 Soil moisture distribution semivariogram in catchment

雨季实验半变异函数分布比旱季平缓很多，不存在明显拐点，拟合球状模型的空间自相关深度a=150 cm。实验半变异函数值平缓增加过程中，在h=130 cm 和h=170 cm 时分别出现小幅波动。据此，土壤水分在雨季划分为4个自相关相对独立的土层区间：0～130 cm、130～150 cm、150～170 cm 以及＞170 cm。

2.3 土壤水分的分层特征

综合旱季和雨季流域土壤剖面水分的变化和半变异函数分析，流域土壤剖面水分可分为以下4 个不同土层：①0～20 cm表土层，土壤水分从湿润急剧变小，季节差异最大；②20～70 cm，土壤水分在旱季大幅增加，在雨季保持湿润，季节差别较大；③70～120 cm，土壤水分在旱季波动变化，在雨季减小较多，季节差别逐渐减小，并趋于相等；④120～200 cm，土壤水分在雨季有一定增加，在旱季总体保持稳定，从而形成季节差异，但差异不大。总的来说，流域土壤水分的季节差异从表层最大，随土层深度逐步变小，到120 cm 土层季节的土壤水分接近相等，120 cm 以下土层的土壤水分再次出现小幅差异。

3 流域土壤水分分层分布的驱动机制

3.1 土壤剖面水分分布与植被类型的关系

不同植被因降雨截留、凋落物持水、蒸散发速率等存在差异，从而影响植被覆盖下的包气带土壤水分，图5是旱季和雨季不同植被覆盖下的平均土壤剖面水分分布。试验结果表明，在旱季，除旱地的表层土壤含水率小于松树林的外（松树林下通常覆盖有较厚的凋落松针，而旱地地面植被通常较差，且表层土壤多为砂性土），水田和旱地的土壤剖面含水率都比林地高。特别是在70 cm 以下，水田和旱地的土壤含水率基本在田间持水率以上，远高于林地的土壤含水率，一方面是因为农作物根系较浅，土壤水分蒸散发没有森林强烈，另一方面，水田和旱地多处于流域低洼地区，来水较多，地下水位（或深层土壤含水率）较高。在130 cm 以下水田的土壤含水率高于旱地，主要是因为旱地较水田高，地下水位不稳定，但是旱地的土壤含水率仍明显高于山坡林地。对于不同林种，桉树林和松树林的土壤剖面水分曲线几近平行，即土壤水分随深度的变化趋势一致，但桉树林的土壤含水率明显低于松树林。主要是因为桉树生长适应性强，根系发达，生长速度快，耗水强度高，所以土壤干化严重；松树生长缓慢，耗水强度较桉树低。其他树种（主要为荔枝、幌伞枫等果树和观赏树）的土壤剖面水分随深度逐渐增大，0～70 cm 土层含水率较桉树林低，在80 cm 深度土壤含水率超过桉树林，在160 cm 深度超过松树林。主要是因为其他树种一般不高，根系分布深度较桉树和松树浅，所以根系吸水影响深度小。

图5 泗合水流域旱季和雨季不同植被覆盖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补给，流域土壤含水率总体较高，使得不同林种之间的土壤水分差别较旱季的小，仅水田的土壤剖面水分与其他植被的差异相对较大。水田表层10 cm 的土壤含水率较任一种林地小，主要是因为水田表面无枯枝落叶覆盖，蒸发强烈；在20～130 cm 土层内，水田土壤含水率较林地大，差异随深度减小；在130 cm 以下，与林地的土壤水分在同一水平。对于不同林种，桉树的土壤在0～60 cm的土层较松树干燥，在60 cm 以下则变得比松树湿润；与旱季相似，其他树种的土壤水分在表面0～40 cm 土层较松树和桉树小，在40 cm 以下迅速变得湿润，土壤含水率总体维持在流域平均值水平。

3.2 土壤剖面水分分布与植物根系的关系

泗合水流域林地面积占流域总面积的比例达81.5%，桉树是流域的主要林种，因此选择旱季土壤剖面含水率最接近流域平均值的桉树测点作为典型点进行植物根系调查，典型选点的地理位置见图2（a），地理和植株特征列于表2。根系分布调查采用挖掘法[15]，断面挖掘深度为2 m，如图6（a）所示，按10 cm 分层测算各土层的根直径、数量、根表面积，对根系剖面进行重构[图6（b）]。结果表明，除主根扎入较深，大部分根系分布在0～70 cm 土层内，其中0～10 cm 内主要是连接树干的木质化粗老根，吸水能力强的鲜润毛根主要分布在10～70 cm土层。从根表面积分布来看，根表面积从0～10 cm土层向下逐渐增大，在20～30 cm 土层达到最大值1 108 cm2；根表面积从30 cm 深度向下逐渐变小，0～70 cm 土层的根表面积占总表面积的83%。

图6 桉树根系剖面Fig.6 Root profile of eucalyptu

表2 根系调查典型树木基本信息Tab.2 Basic informations of classic root investigation trees

以根表面积S为自变量，土壤剖面体积含水率θv为因变量进行回归分析，结果如图7所示。根表面积与土壤体积含水率的回归方程为θv=-1.792 ln(S)+29.385，R2=0.82，F=82.34＞＞Fα=4.41（α=0.05），相关性显著，说明根系分布是土壤水分垂直分层变化的重要因素。

图7 根表面积与土壤体积含水率的回归分析Fig.7 Regression analysis of root superficial area and volumetric soil moisture content

3.3 土壤水分变化的驱动机制

表土层（0～20 cm）土壤水分同时受到大气蒸发和林下植被腾发作用，消耗较多，但能得到降雨的直接补充，因此雨旱季差别最大。无论是旱季还是雨季，土壤表层10 cm 都比20 cm 湿润，这是因为表层10 cm 土层较疏松，能够蓄存较多雨水，同时得到地面枯枝落叶覆盖；另一方面，20 cm 土层的植被根系分布较多，植物腾发量较上层土壤大，而且得到的雨水补充较上层少。

林木的根系主要分布在根系层20～70 cm。超过林木冠层截留的雨水，一部分滴漏到林下植被和枯枝落叶覆盖上，另一部分形成树干茎流。滴漏和部分树干茎流补充表层土壤水分，表层土壤水分在基质势梯度作用下湿润中下层土壤，并沿土壤和地质结构孔隙以大孔隙流补充中下层土壤甚至地下水；另一部分树干茎流则直接沿根系边隙补充根系层土壤水分。因此，根系层土壤的雨水补充是多方面的，补充强度较表层土壤弱，其消耗主要是林木根系吸水。

70 cm 深度以下林木根系分布较少，雨季主要是通过土壤基质势梯度作用和地质结构大孔隙流吸收上层水分，旱季同样通过基质势梯度作用将深层土壤水补充给上层因蒸发干燥的土壤。110～130 cm 为上部降雨、蒸发影响层和下部地下水位影响层的过渡带，零通量层位于在这个过渡带的中间，即120 cm 深。因此，70～120 cm 为基质势层，降雨、蒸发和地下水位对这个区间的影响都十分微弱，土壤水分主要通过土壤基质势梯度作用与上下层进行水分交换。

在雨季，地下水向低洼处汇集；在旱季，由于蒸发使得地下水位消落。因此，低洼地区有一个地下水位影响层，该区间为120～200 cm，200 cm以下则为地下水位层。

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湿润时期与旱季多年平均最干燥时期的包气带的土壤水分差。雨季最湿润时期通常是雨季后期，旱季最干燥时期通常是旱季即将过去、雨季来临前，华南地区分别是前汛期后期（6月底）和春季中期（3月上旬）。流域蓄水容量计算为：

式中：θw、θd分别是最湿润时期和最干旱时期流域的平均土壤体积含水量，cm3/cm3；L是流域有效包气带厚度，cm，是降雨入渗和土壤水分蒸发的作用深度，即从地面到零通量面，在泗合水流域，这一深度为120 cm。

利用泗合水流域实测雨、旱季的流域平均土壤重量含水率和相应土层的容重（以典型桉树测点的容重来代替），计算得到流域的蓄水容量为42 mm。这一结果与Jayawardena 和Zhou[5]利用1985-1987年泗合水流域日降雨径流资料率定双抛物线型新安江模型，得到流域蓄水容量77 mm 的结果相差较大，主要原因是水文模型率定得到的流域蓄水容量综合了流域植被截留和枯枝落叶持水的影响。

5 结 论

对于一个特定流域，土壤剖面水分受到气候、地形、植被覆盖等因素的综合影响。泗合水流域雨、旱季土壤剖面水分测定研究表明，流域土壤剖面水分分层明显，表现为表土层（0～20 cm）、根系层（20～70 cm）、基质势层（70～120 cm）、地下水位影响层（120～200 cm）和地下水位层（＞200 cm）。表土层直接受降雨和大气蒸发强烈作用，同时受枯枝落叶持水和林下植被根系吸水影响，土壤水分季节和层间变化剧烈。根系层土壤水分在降雨期间通过根系边隙流得到补充，通过根系吸水消耗，土壤基质势梯度起调整分配作用，土壤水分季节和层间变化都较大。基质势层根系分布较少，大孔隙流较少，土壤水分主要受土壤基质势梯度作用，季节变化比上层土壤小，且随深度变化减小。位于山坡下部、山坳和低洼地区，地下水位季节变化，在毛管力和基质势梯度作用下，对地下水位影响层的土壤水分产生影响。

土壤水分在基质势层底部存在一个零通量面，流域有效包气带厚度即为地面到该零通量面的土层深度，在泗合水流域，这一深度为120 cm。流域蓄水容量即为有效包气带多年平均最湿润和最干旱时期土壤剖面含水量差，泗合水流域的蓄水容量计算结果为42 mm。这一结果忽略了流域植被截留和枯枝落叶持水的影响。因此，对于一个特定流域的土壤蓄水容量，可通过选定典型测点，测定其植被截留、凋落物持水，以及雨、旱季有效包气带土壤剖面含水率来估算。