祁连山及山前绿洲荒漠区土壤水热垂直分层特征分析

7.1.1　土壤水热垂直分层变化特征

土壤体积含水率Sdw（％）与d的拟合关系为：

从关系式①可见，土壤体积含水率与其深度呈二次函数的抛物线变化趋势。根据二次函数特征分析，当d=27.94 cm时，土壤体积含水率最大值为28.26％。即土壤深度小于27.94 cm范围内，深度越大，水分越大；土壤深度大于27.94 cm范围内，深度越大，水分越小。其主要原因是，土壤深度小于27.94 cm范围内，一般是草本、灌丛和乔木林根系在土壤中的生命活动区，这些根系对土壤理化性质的影响，形成了有利于水分传输的土层，由于水分的自身重力作用和向下积累，土壤深度越大，其水分越大。由于试验区乔、灌、草为浅根性植被，当土壤深度超过27.94 cm时，根系逐渐减少，植物根系对土壤结构和理化性质的改善能力降低，土壤密度增大，容重增大，土壤含水量降低。土壤温度Sdt（℃）与d的拟合关系为：

从关系式②可以看出，土壤温度与其深度呈反比例的线性函数关系。土壤深度每增加10 cm，其温度降低0.54℃。其原因是，地热、有机质及养分分解热以及微生物活动对土壤温度的影响较小，土壤温度主要受太阳辐射能的控制和气候变化的影响。土壤越深，土壤接受太阳辐射能越少，土壤温度逐渐降低。

将②式代入①式，可求出土壤体积含水率与温度的关系式为：

这说明土壤体积含水率与温度呈二次函数的抛物线变化趋势，根据二次函数特征分析，当Sd=7.69℃时，土壤体积含水率最大值为28.79％，即土壤深度在0～80 cm的范围内，当土壤温度小于7.69℃范围内，土壤温度越大，土壤水分越高；当土壤温度大于7.69℃范围内，土壤温度越大，土壤水分越低。其主要原因是，土壤蒸发与土壤温度密切相关，当土壤温度小于7.69℃的范围内，温度越大，土壤蒸发越小，水分越大；当土壤温度大于7.69℃的范围内，温度越大，土壤蒸发越大，水分减少。

7.1.2　土壤水热垂直分层变异程度

在0～80 cm深度范围内，土壤水分变异剧烈程度呈“V”字形，也就是说土壤表层和深层土壤水分变异程度最大，越到中间变异程度越小（20～40 cm土层的水分变异程度最小）。其原因是表层与空气接触，受降水和蒸发的直接影响较大，而中间层由于植被根系的生命活动调节作用较强，土壤水分变异程度最小。

各层土壤温度平均变异系数Cav与海拔a之间的拟合关系为Cav=0.0003a-0.6825（R2=0.7567）。这说明土壤温度变异程度与海拔呈线性正相关，海拔越高，土壤温度变异越剧烈，越不稳定。阳坡、半阳坡、半阴坡各层土壤温度变异系数的平均值分别为0.134、0.168、0.276。这说明阳坡土壤温度变异程度最小，半阳坡次之，半阴坡最大。当坡度在25°～30°区间上，土壤温度最稳定，当坡度过缓或过陡，土壤温度变异均较剧烈，呈现出了二次函数的抛物线变异趋势。但阴坡和阳坡的变异规律略有不同，半阴坡Csv=0.0013s2-0.0748s+1.2833（R2=0.5329），半阳坡或阳坡Csv=0.0003s2-0.0148s+0.324（R2=1）。土壤温度变异程度与土层深度也呈现出了二次函数的抛物线变异趋势。0～10 cm土层温度变异最剧烈，是土壤温度易变层，随着土壤深度的增加，土壤温度变异减小，40～60 cm土层的土壤温度最稳定，到60～80 cm的土层，其温度变异又呈现出较剧烈的特点。灌丛林、乔木林、草地土壤变异系数的平均值分别为0.345、0.241、0.157，这说明灌丛林土壤温度变异最剧烈，乔木林次之，草地最小。综合分析，试验区高海拔半阴坡灌丛林土壤温度变异最剧烈，低海拔阳坡草地土壤温度变异较小；0～80 cm范围土层中，表层土壤温度变异最剧烈，40～60 cm土层的温度变异最小。

7.1.3　土壤水热垂直分层变化与环境因子相关性分析(www.xing528.com)

一般地，相关系数|r|＞0.95，存在显著性相关；0.95≤|r|≥0.8高度相关；0.5≤|r|＜0.8中度相关；0.3≤|r|＜0.5低度相关；|r|＜0.3关系极弱，认为不相关。剔除不相关因子，对相关因子进行回归模型、回归统计和方差等分析（如表31）。

从表31可以看出，海拔与10～20 cm深层的土壤体积含水率呈高度正相关、与40～60 cm深层的土壤体积含水率呈低度正相关，而与其他各层的体积含水率均呈中度正相关；海拔与各层的土壤温度呈中度负相关。这说明海拔对土壤水热垂直分层变化的影响较大，其中，对10～20 cm深层的土壤水分影响最大，对40～60 cm深层的土壤水分影响最小，对土壤水分是正影响，对土壤温度是负影响。从表7.1还可计算，土壤各层体积含水率平均值Saw（单位：％）与流域海拔a（单位：m）之间的拟合关系为：

从关系式③可推导，随海拔增大，土壤水分呈波动性增大趋势，增大率约为2.35％/100 m。土壤各层温度平均值Sat（单位：℃）与流域海拔a（单位：m）之间的拟合关系为：

从关系式④可推导，随海拔增大，土壤温度呈波动性降低趋势，降低率约为0.74℃/100 m。形成这种土壤水热海拔变化特征的主要原因是，在一个流域内，土壤水热变化主要受降水量和太阳辐射能控制，而影响太阳辐射能吸收的主要因素是气候变化。随着海拔的增加，气温降低，降水呈波动性增大，土壤水分增多。由于土壤热容量和导热率及土壤对太阳辐射能的反射较大，因此，土壤温度随之降低。

表31　祁连山大野口流域土壤水热垂直分层变化相关系数和回归模型及检验

从表31可见，坡度与0～10 cm、10～20 cm深层的土壤体积含水率呈低度正相关，与其他各层土壤体积含水率不相关；坡度与0～10 cm、10～20 cm深层的土壤温度呈中度负相关，与20～40 cm深层的土壤温度呈低度负相关，与其他各层土壤温度不相关。这说明坡度对20 cm以上深层的土壤水热影响较大，对其他各层土壤水热影响较小。

从表31可见，郁闭度与0～10 cm、10～20 cm、60～80 cm深层的土壤体积含水率呈中度负相关，与20～40 cm深层的低度负相关，而与40～60 cm深层的不相关；郁闭度与0～10 cm、10～20 cm深层的土壤温度低度正相关，与其他各层的不相关。这说明郁闭度对20 cm以上深层的土壤水热有一定的影响，对水分是中度负影响，对温度是低度正影响，除此之外，郁闭度对60～80 cm深层的土壤水分也有中度的负影响。形成这种现象的原因很多，但从降水的运动过程来看，不同植被类型对降水在植被层的传输过程以及土壤水分的蒸发过程有不同的影响。灌丛林离土壤较近，雨滴对土壤的直接击溅力较小，雨滴击溅土壤堵塞孔隙的影响力较小，土壤对降水的入渗能力较强；试验区灌丛能在土壤表层形成较厚的枯枝落叶层，又增强了土壤水分的入渗，而减少了土壤水分的蒸发，加之这些灌丛耗水量较小，因此，土壤水分最多；乔木林冠截留较高，冠层离土壤较远，对土壤水分蒸发抑制能力较低，又加上自身耗水量较大，因此，土壤水分较低；试验区草本主要有珠芽蓼、黑穗苔和针茅等，这些草木植物对降水的截留入渗以及对土壤水分蒸发抑制能力都最低，土壤水分最低。另外，不同植被类型的盖度、郁闭度、高度不同，对风速风向的影响也不同。盖度、郁闭度或高度越大，对风速的降低程度越大，土壤蒸发潜能越大。因此，乔木林对于因风速引起的土壤温度降低影响最大，灌丛林次之，草本最小。

7.1.4　土壤水热垂直分层变化的回归模型

从表32可见，在土壤体积含水率回归模型中，拟合程度（R2）由高到低依次为10～20 cm、0～10 cm、20～40 cm、60～80 cm、40～60 cm深层的土壤水分回归模型，由于40～60 cm深层土壤水分回归模型的拟合度R2小于0.4，认为拟合较差，可拒绝。这是由于试验区优势树种青海云杉根系主要分布在40～60 cm区域内，植被根系对土壤水分影响较大，弱化了地理要素对土壤水分的影响。取显著水平a=0.05，在F0.05检验中，10～20 cm深层的土壤水分回归模型的F检验值大于临界值，说明土壤水分与海拔、坡度、郁闭度线性关系显著。因此，10～20 cm深层的土壤水分回归模型S2w=0.06a-0.5s+19.87c-140.48（R2=0.985 σ=1.47，F0.05=105.86）在95％置信范围可信可接受。0～10 cm、20～40 cm、60～80 cm深层的土壤水分回归模型虽然在95％置信范围不显著，但模拟程度较理想，模型可接受。同理，在土壤温度回归模型中，拟合程度（R2）由高到低依次为0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm、40～60 cm、60～80 cm深层的土壤温度回归模型，由于40～60 cm、60～80 cm深层土壤水分回归模型的拟合度R2小于0.4，认为拟合较差，可拒绝。取显著水平a=0.05，在F0.05检验中，土壤温度回归模型的F检验值都小于临界值，说明土壤温度与海拔、坡度、郁闭度线性关系在95％置信范围不显著，但拟合程度较理想，因此，0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm深层的土壤温度回归模型可接受。