2.1 土壤含水量的剖面分布特征
2009—2012年土壤含水量(SWC)均呈现随深度增加而降低的趋势(图1),这可能与土壤水分蒸发以及植物根系吸水数量随着深度增加而减弱有关[5]。同时,该区有限的降水和较高的水分蒸散发量导致降水对浅层土壤水分的补给量小于消耗量[15],最终导致图1中土壤含水量在剖面中的分布趋势。不同年份间,2012年剖面土壤含水量最高,2011年最低,这可能与两年间降水的差异有关。除2010年60—70 cm土层外(变异系数为7.99%),其他年份不同土层生长季土壤水分的变异系数均达到了中等变异的程度(10%<CV<100%)。在0—0.7 m土层中,不同年份土壤含水量的时间变异系数均呈随土层深度的增加而减小的趋势,其中在0.5—0.7 m土层,下降趋势减弱(图1)。这一结果主要与土壤—大气间水分交换以及植物对水分的利用随深度的变化特征有关[16]。首先,上层土壤是降水入渗和土壤蒸发率先发生的场所,随着土层深度的增加,上层土壤对下层土壤水分变异的缓冲作用加强,减缓了下层土壤中水分的波动[17]。具体地,降水降落至地面时,先进入到上层土壤,而后通过重力作用以及水分势能的差异,进一步向下层土壤入渗[4]。上层土壤是土壤和大气水分交换的界面,土壤水分蒸发时首先消耗上层土壤的水分,之后下层土壤水分在土壤水吸力的作用下,沿水势梯度向上运动,最终导致土壤水分的时间变异程度随深度的增加而降低,深层土壤水分的时间稳定性比浅层要高[18]。其次,表层土壤(0—0.5 m)是草本植物根系用水的主要区域,根系对这一层土壤的水分进行的大量消耗,导致了该层土壤水分变异系数较大。Gao[19]和Zhao[4]等分别研究了黄土高原北部不同土地利用土壤水分的时间异质性特征,结果均表明土壤水分的时间变异系数随深度的增加而减小并最终趋于平稳。
图1 2009-2012年土壤含水量及其变异系数的剖面分布特征
2.2 土壤含水量的时间变异特征
采用半方差函数对不同年份生长季土壤含水量进行拟合(表1),高斯和线性模型对生长季土壤水分的拟合效果较好(R2>0.96),两种模型均能够很好地反映土壤水分的时间变异结构(表1),2009年、2011年的最优拟合模型为高斯模型,2010年、2012年的最优拟合模型为线性模型。各个年份土壤含水量的采样时间间距均小于变程(3.273～5.252),说明采样时间间距足以揭示本研究中土壤水分的时间异质性特征[12]。各年份土壤含水量的块金值均较小(>5.356),说明由随机部分导致的土壤水分时间变异性较小[5]。根据研究期内各年份土壤含水量的基台值,2011年土壤水分的时间变异性最强(基台值为27.450),2012年土壤含水量的时间变异性最小(基台值为13.185),2009年土壤含水量的时间变异性高于2010年(基台值分别为23.590,18.940)。异质比可以反映土壤含水量对时间的依赖性[14]。根据Cambardella等[20]的划分标准,2010年土壤含水量的时间依赖性为中等程度(0.25≤异质比≤0.75),2009年、2010年、2012年土壤含水量的时间依赖程度均达到了强烈程度(异质比<0.25)。变程可以反映土壤含水量在研究期的时间相似性,变程越小,表明土壤含水量在时间上的相互作用距离越小,反之则越大。不同年份生长季内土壤含水量的时间相似性大小顺序为2011年>2009年>2010年>2012年。
表1 不同年份土壤含水量半方差函数最优模型及相关参数
根据不同年份土壤含水量的半方差函数拟合结果,采用普通克里格插值法对2009—2012年生长季土壤含水量进行插值(图2)。整体来看,4月初返青期草地0—0.4 m土层土壤水分状况较好,随着植被对土壤水分消耗量的增加,4—7月0—0.7 m土层干燥化范围逐渐扩大。尽管这一阶段降水量逐步增加(图3),但由于植被耗水与降水补给间的负平衡,土壤含水量表现出下降的趋势(图2)。到了开花期的前期(6月),整个剖面的含水量达到了生长期含水量的最低值。在生长季后期,随着植被对土壤水分消耗量的减小,剖面土壤水分状况逐渐恢复(图2)。Zhao等[5]研究了黄土高原农地、人工草地、撂荒草地和柠条林地土壤水分的时间变异特征,同样发现在生长季前、中期,4种土地利用下土壤水分均出现了不同程度的下降。直至生长季末期,土壤水分才开始回升。研究期内,2010年剖面土壤含水量在7月份最好,这可能与该年的降水量整体偏低,植物长势较差(表2),对土壤水分的消耗较小有关[5]。加之7月份降水量在整个生长期内最高,对土壤水分有着较好的补给,最终导致2010年土壤含水量的时间变化趋势不同于研究期内其他年份。除此之外,植被的盖度还影响土壤蒸发过程[21]。由于2010年植被盖度较低(表2),研究区较高的土壤水分蒸发量和有限的降水,导致该年8—9月份土壤水分出现一定的下降,9月份高于往年的降水对后续土壤水分的状况起到了一定的改善作用。
图2 2009-2012年草地生长季土壤含水量剖面动态特征
2.3 土壤含水量时间变异的主导因素
利用Pearson相关分析法分析了土壤含水量与其潜在影响因素的相关关系(表3),可以看出,土壤含水量与本研究所选取的6个影响因素中的5个存在显著的相关关系(p<0.01)。其中,土壤含水量与降水量和气温呈正相关关系,与土层深度、生物量和盖度呈负相关关系(表3)。降水是青海北部草地土壤水分的重要补给源,因此,降水量的大小直接决定着土壤中水分的含量。研究区气候类型为高原大陆性气候,雨热同季,降水和气温具有较好的正相关性[22]。因此,本研究中,气温与土壤含水量也表现出显著的正相关关系。植被的耗水量通常随着植被盖度和株高的增加而增加,植被对土壤水分的消耗,导致土壤含水量的降低。因此,植被盖度和株高与土壤含水量呈负相关关系。选取与土壤含水量存在显著相关关系的5个影响因素:土壤含水量、降水量、气温、土层深度、生物量和盖度进行多元逐步回归分析,以确定草地土壤含水量的主导因素(表4)。结果表明,土层深度、植被盖度和降水量是土壤含水量的主要影响因素(p≤0.001),由以上3个因素构成的回归方程可以解释土壤水分51.5%的变异。
表4 土壤含水量时间异质性影响因素的多元逐步回归分析
