黑河流域典型下墊面土壤水分動態(tài)

任永吉，白建科，王雁鶴，劉曉煌，徐自為，劉慧蘭，朱忠禮，高天勝，龐文龍，韓 昊，王 鵬，張秉強

（1.中國地質調查局西寧自然資源綜合調查中心, 青海 西寧 810000；2.中國地質大學（武漢）地理與信息工學院，湖北 武漢 430074；3.中國地質調查局自然資源綜合調查指揮中心, 北京 100055；4.北京師范大學地理科學學部, 地表過程與資源生態(tài)國家重點實驗室, 北京 100875；5.中國地質調查局地球物理調查中心, 河北 廊坊 065000）

全球約41%的陸地為干旱半干旱區(qū)，我國近1/4 的國土為干旱區(qū)[1]。干旱半干旱區(qū)自然生長力不足，生態(tài)環(huán)境脆弱，水資源短缺是區(qū)域可持續(xù)發(fā)展的重要制約因子[2-5]。

土壤水分是世界氣象組織關注的重要氣候變量[6]。作為重要的水資源，土壤水分廣泛參與地表過程，并活躍于水分的循環(huán)過程中。在干旱半干旱區(qū)土壤水分是不同類型生態(tài)系統(tǒng)形成和保育的重要因素，同時不同下墊面上的植被也深刻影響土壤水分的分布和變化。作為土壤性狀的基本要素，土壤水分的變化可引起土壤性狀、肥力的改變，使土地出現(xiàn)干濕化、鹽堿化、荒漠化，進而影響土地生產力，引發(fā)生態(tài)環(huán)境問題。隨著“山水林田湖草生命共同體”理念的提出和地球系統(tǒng)科學的發(fā)展，人們認識到自然資源具有流域屬性，由資源利用引發(fā)的生態(tài)環(huán)境等問題需要從流域的角度解決。當前，土壤水分數(shù)據(jù)獲取從烘干法的人工觀測發(fā)展到了傳感器自動觀測和遙感反演，時間尺度上從低頻次短時序發(fā)展到了高頻次長時序，在空間上從點尺度發(fā)展到了面尺度。在我國西北干旱區(qū)，相關研究先后用烘干法采集的數(shù)據(jù)對黑河流域荒漠地區(qū)人工梭梭(Haloxylon ammodendron)林、黃土區(qū)不同植被類型、青海湖天然草地壤水分進行了研究[7-9]，另有研究用傳感器法采集的數(shù)據(jù)對額濟納綠洲、高寒草甸次生裸地、祁連山區(qū)不同土地覆被類型的土壤水分做了研究[10-12]，王樹果等[13]則用多時相ASAR 數(shù)據(jù)反演了黑河流域中游地表土壤水分，白曉[14]用MODIS數(shù)據(jù)對祁連山區(qū)土壤水分做了研究。不同學者研究表明：降水是土壤水分分布和變化的驅動因素[15-16]，氣溫、植被、灌溉、地形也深刻影響土壤水分[17-18]。但已有的研究多為短時間、小范圍的研究，以流域為研究單元[19]，進行長時序、不同下墊面土壤水分的研究較少。

黑河是我國第二大內陸河，流域內寒、旱區(qū)并存，以水為紐帶形成冰雪/凍土、草甸、森林、綠洲、荒漠、湖泊等多種自然景觀，是開展流域科學研究的理想單元。本研究以流域為單元，采用站點觀測與遙感產品結合的方式系統(tǒng)研究了黑河流域典型下墊面土壤水分動態(tài)變化特征，以期為以流域為單元的水資源合理配置、有效利用和生態(tài)保護與修復提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況、數(shù)據(jù)及方法

1.1 研究區(qū)概況

黑河流域地處西北干旱半干旱區(qū)(圖1)，全長821 km，面積約14.3 萬km2。流域南起青藏高原祁連山、經(jīng)河西走廊平原、北至阿拉善高原[6]，以鶯落峽和正義峽劃分上、中、下游，海拔900-5 500 m[20]。上游為高原-山地地帶，流域主要的水源地，海拔2 000 m 以上，高寒亞寒帶半干旱氣候，年均氣溫、降水量、潛在蒸發(fā)量分別為2 ℃、300～500 mm、1 000～1 200 mm[21]，地帶性土壤有寒漠土、草甸土、草原土、黑鈣土、灰鈣土等[22]，主要植被有西北針茅(Stipa sareptana)、青海云杉(Picea crassifolia)等。中游為人工綠洲-荒漠地帶，流域主要的耗水區(qū)，海拔1 200-2 000 m，溫帶大陸性干旱氣候，年均氣溫、降水量、潛在蒸發(fā)量分別為6～8 ℃、140 mm、1 410 mm[23]，地帶性土壤有灰棕荒漠土與灰漠土，以發(fā)展灌溉農業(yè)為主，主要作物有制種玉米(Zea mays)、小麥(Triticum aestivum)、番茄(Solanum lycopersicum)等，地帶性植被有紅砂(Reaumuria songarica)、泡泡刺(Nitraria sphaerocarpa)等。下游為天然綠洲-荒漠地帶，嚴重缺水，流域生態(tài)環(huán)境最為惡劣的區(qū)域，海拔1 200 m 以下，大陸性干旱氣候，年均氣溫、降水量、潛在蒸發(fā)量分別為8 ℃、42 mm、3 755 mm[24]，地帶性土壤為灰棕漠土等[10]，主要植被有喬木胡楊(Populus euphratica)，灌木檉柳(Tamarix chinensis)，荒漠紅砂等。

圖1 研究區(qū)概況及觀測站點分布Figure 1 Research area and distribution of observation sites

1.2 研究數(shù)據(jù)

基于站點連續(xù)觀測和流域遙感反演土壤水分數(shù)據(jù)，從站點和流域尺度，以不同時間尺度土壤水分均值(mean)和變異系數(shù)(coefficient of variation, CV)為指標，對流域上游高寒草甸、沼澤化高寒草甸、亞高山山地草甸、森林(青海云杉)，中游人工綠洲(玉米農田)、荒漠(鹽爪爪荒漠)，下游天然綠洲(檉柳林)、荒漠(紅砂荒漠)典型下墊面土壤水分動態(tài)變化特征進行研究。

本研究數(shù)據(jù)來源于國家青藏高原科學數(shù)據(jù)中心(https://data.tpdc.ac.cn/zh-hans/)，所有數(shù)據(jù)都經(jīng)過嚴格的質量控制[25]：黑河觀測網(wǎng)常年每月的站網(wǎng)運維和年度儀器標定保證了連續(xù)數(shù)據(jù)的穩(wěn)定產出；利用數(shù)據(jù)綜匯系統(tǒng)實時查看數(shù)據(jù)的質量、連續(xù)性和儀器運行情況，及時剔除明顯超出物理含義的數(shù)據(jù)對數(shù)據(jù)進行質量控制，再經(jīng)過日、旬、月、年的數(shù)據(jù)檢查和自檢、互檢、專家終審的三級審核制度確保數(shù)據(jù)的質量[26]。站點觀測數(shù)據(jù)選取2016-2018 年上游埡口站(高寒草甸)、大沙龍站(沼澤化高寒草甸)、阿柔超級站(亞高山山地草甸)、關灘站(青海云杉)，中游大滿超級站(玉米農田)、花寨子荒漠站(鹽爪爪荒漠)，下游四道橋超級站(檉柳林)、荒漠站(紅砂荒漠)連續(xù)自動觀測的降水、蒸散發(fā)、土壤水分數(shù)據(jù)(表1)，其中土壤水分為時域反射儀(time-domain reflectometer, TDR)獲得的體積含水率，以百分比表示，量綱為cm3·cm-3，觀測頻次為每次10 min (關灘為每次30 min)，觀測儀器為CS616，精度：± 2%，分辨率：0.1%；降水由TE525MM 翻斗式雨量計測量，分辨率：0.1 mm，精度：± 1%；蒸散發(fā)為渦動相關儀所測潛熱通量轉換的日蒸散發(fā)量。

表1 觀測站點及下墊面信息Table 1 Observation sites and underlying surface information

遙感產品包括土壤水分和蒸散發(fā)數(shù)據(jù)，其中土壤水分數(shù)據(jù)為Qu 等[27]采用隨機森林算法將2016年SMAP (the Soil Moisture Active Passive)產品降尺度至1 km 分辨率(代表深度約5 cm)的降尺度產品，采用青藏高原4 個地面觀測網(wǎng)絡數(shù)據(jù)(黑河、那曲、瑪曲、阿里)驗證的結果表明，該降尺度產品相關系數(shù)為0.546，無偏均方根誤差為6.1%。蒸散發(fā)數(shù)據(jù)為Xu 等[28]采用機器學習算法將黑河流域36 個地面通量觀測數(shù)據(jù)升尺度至全流域得到的1 km 分辨率蒸散發(fā)升尺度產品，采用地面大孔徑閃爍儀觀測結果進行了驗證，其決定系數(shù)在上中下游分別為0.76、0.67 和0.61，均方根誤差分別為0.65、0.99 和0.91 mm·d-1。

本研究所使用的降水數(shù)據(jù)為再分析降水產品[29]，其空間分辨率為0.05°，時間分辨率為1 h。采用黑河流域20 個站點觀測降水數(shù)據(jù)進行的驗證表明其在荒漠、農田、濕地等下墊面表現(xiàn)較好，在上游地區(qū)不確定性相對較大，但主要集中在0-10 mm[30]。

1.3 研究方法

在各典型下墊面站點觀測數(shù)據(jù)以日、月、年不同時間尺度進行統(tǒng)計的基礎上，對土壤水分日均值繪制2016 年土壤水分時間等值線圖，分析土壤水分變化與降水、灌溉等事件的關系，比較分析不同下墊面土壤水分總體特征。均值計算公式如下：

式中：sum為土壤水分之和，n為觀測次數(shù)。

根據(jù)月均值數(shù)據(jù)在時間序列上的變化特征，分析各下墊面土壤水分的年內變化規(guī)律，劃分土壤水分變化期次；對年均值數(shù)據(jù)進行方差計算，分析各下墊面土壤水分的年際變化情況，方差小于2 為無年際變化，大于2 有年際變化[8]，區(qū)分不同下墊面年際變化特征。

利用ArcGIS 計算2016 年遙感反演土壤水分5 月-9 月的均值和變異系數(shù)，分區(qū)統(tǒng)計典型下墊面土壤水分，在流域尺度上研究其動態(tài)變化特征。變異系數(shù)公式如下：

式中：S為標準方差，mean為變量均值。

2 結果與分析

2.1 各典型下墊面土壤水分總體狀況

2016 年土壤水分日均值等值線圖(圖2)顯示，各下墊面土壤水分變化范圍主要為3%～58%，上游高寒區(qū)和中下游綠洲區(qū)有較高值(生長季均值在20%以上)，荒漠區(qū)有低值(20%以下)，空間上水源分異性明顯；時間上，總體冬季低(10%以下)夏季高(30%以上)，在春夏、秋冬交替時段發(fā)生明顯高低水分(10%～30%)凍融轉換現(xiàn)象[30]，這種現(xiàn)象從上游至下游逐漸減弱。

2.1.1 上游寒區(qū)草甸(高寒、沼澤化高寒、亞高山山地草甸)和森林(青海云杉)

高寒草甸、沼澤化高寒草甸、亞高山山地草甸、青海云杉觀測站位于海拔4 148、3 739、3 033、2 835 m的高山埡口、沼澤灘、開闊河谷地、山地陰坡，土壤水分變化范圍依次為3.14%～46.25%、4.55%～58.14%、0.08%～46.20%、2.94%～44.50% (表2)。其中高寒草甸的0-60 cm、沼澤化高寒草甸的0-160 cm、亞高山山地草地的0-50 cm、青海云杉的10-120 cm 土壤層分別在5 (10)月底、4 (11)月初、3 (11)月底、4 月底(11 月中旬)發(fā)生在10%～30%的升高(降低)轉換現(xiàn)象(圖2a、b、c、d)，且隨深度增加轉換現(xiàn)象有時間延遲。生長季變化層具有30%以上的高水分，且高水分狀態(tài)隨海拔降低逐漸變長。高土壤水分的波動與降水和蒸散發(fā)相對應。降水引起了土壤水分明顯的變化，其中10 mm 降水能引起草甸0-10 cm 表層土壤水分明顯變化，當7 d以上無降水時，在蒸散發(fā)的作用下，0-40 cm 表層土壤水分明顯降低，此時10 mm 以上降水可使表層水分迅速升高，當土壤水分在40%以上時，20 mm以上連續(xù)強降水可引起40 cm 以下土壤水分明顯變化。

表2 2016-2018 年典型下墊面土壤水分日均值統(tǒng)計表Table 2 Daily mean soil moisture statistics of typical underlying surface in 2016-2018

上游高寒區(qū)普遍存在凍融作用[31]，土壤水分的轉換應為凍融作用引起。草甸草地下墊面變化層在0-50 cm 的表層，可能的原因是草甸草地植被矮、蓋度大、根系淺(0-10 cm)，常會在0-40 cm 表層形成根系交織盤結的“草氈層”[32]，阻隔水分下滲，使下部呈干層；也可能與土壤消融深度有關。沼澤灘上匯集較多的水分，會改變“草氈層”透水性，使整個剖面在生長季有30%以上高水分。青海云杉株高15～20 m，冠層具有明顯的截留效應[33]，林下覆蓋約10 cm 厚的苔蘚[34]，0-10 cm 表層土壤水分保持在10%以下(圖2d)，可能與之有關；20-100 cm 的根系區(qū)水分匯集，在生長季(5 月-9 月，5 月啟動生長期，8 月快速生長期，9 月緩慢生長期[35])有20%以上的水分。

2.1.2 中游人工綠洲(玉米地)和荒漠(鹽爪爪)

中游生境明顯變化，干旱少雨，綠洲、荒漠鑲嵌分布[36]。人工綠洲上的玉米農田觀測站和離綠洲約1 km 的鹽爪爪荒漠觀測站，土壤水分變化范圍分別為2.9%～68.43%、0.09%～35.99%，具有水源性分異特征。玉米地土壤水分1 月-2 月較低(0-80 cm表層在20%以下)，3 月初開始上升，進入生長季，保持在30%以上，10 月以后生長季結束，降至20%以下；土壤水分的變化與灌溉明顯對應。綠洲灌溉是農田土壤水分的主要來源，觀測中5 次灌溉均與0-120 cm 層土壤水分變化相對應。同時，玉米在不同生長期對土壤水分需求不同[37]，黃子琛等[38]、楊光超等[39]對小麥、玉米地蒸散發(fā)的研究發(fā)現(xiàn)，作物會消耗大量土壤水分。可見灌溉[40]、植被生長和蒸散發(fā)作用是影響農田土壤水分的主要因素。此外，李娜娜等[31]在中游典型綠洲玉米、小麥農田區(qū)研究發(fā)現(xiàn)，3 月初土壤溫度升高到冰點以上，0-80 cm 層的土壤逐漸融化，土壤水分升高；120-160 cm 層不發(fā)生凍結，具有20%以上的水分。觀測中1 月-2 月、11 月-12 月0-80 cm 表 層10%以下低水分可能是上述原因。

鹽爪爪荒漠土壤水分較低(圖2f )，波動較小，水分變化與降水相對應。觀測中5 mm 左右的降水補給了表層土壤水分，且水分向根區(qū)匯集，這種變化在一周內恢復了原狀。其土壤水分0-10 cm 表層在10%以下，10-40 cm (根系區(qū))層維持在20%左右，這可能與其特殊的生境有關。鹽爪爪為淺根系泌鹽性小灌木[41]，根系主要分布在0-30 cm 深度[42]，其下墊面干旱少雨、蒸發(fā)強烈、土質退化，在0-10 cm表層產生鹽結皮[21]，可以阻止深層水分蒸散。

圖2 2016 年各典型下墊面土壤水分等值線圖Figure 2 Soil moisture contour map of typical underlying surface in 2016

續(xù)圖2 2016 年各典型下墊面土壤水分等值線圖Continued Figure 2 Soil moisture contour map of typical underlying surface in 2016

2.1.3 下游天然綠洲(檉柳)和荒漠(紅砂)

下游降水稀少，多為5 mm 以下降水。位于額濟納境內的天然檉柳林和紅砂荒漠觀測站，土壤水分變化范圍分別為11.12%～47.04%、1.46%～17.12%，兩者相差4 倍多，從綠洲到荒漠水源性分異特征明顯。檉柳站土壤水分高(圖2g)，全年在30%以上，其中，1 月-2 月、8 月-12 月100-200 cm 深度土壤水分在20%以下；水分波動與河渠水漲落相對應。下游綠洲地下水位淺(小于3 m)[43]，在靠近離河渠的地帶，地表水補給地下水，土壤能保持高水分狀態(tài)。觀測中檉柳站保持了30%以上的高水分狀態(tài)，其中3 月中旬、5 月初、7 月中旬河渠漲水時，0-200 cm 土壤水分明顯升高；8 月中旬以后100-200 cm 的主要根系區(qū)(主根在100 cm 左右，側根集中在50-150 cm 深度[43])土壤水分下降到20%以下，這是由于檉柳進入生長旺盛期，需水量大，沒有河渠水補給，土壤水分大量消耗所導致。

紅紗荒漠站，0-100 cm 深度缺少地表水、地下水補給，土壤水分保持10%以下的穩(wěn)定狀態(tài)(圖2h)。土壤水分波動與降水對應，觀測中5 mm 左右降水引起0-20 cm 層水分變化，這種變化一周內恢復。此外，荒漠紅砂主要吸水根系在90 cm 處[43]，利用深層水分生長，對表層水分影響不大。

2.2 各典型下墊面土壤水分年內月變化特征

各下墊面站點年內月土壤水分變化曲線(圖3)，具有從低水分到高水分，再到低水分的變化特征，據(jù)此可將其劃分為不同的期次。

上游高寒區(qū)冷季凍結暖季消融，冷-暖交替之際發(fā)生凍融轉換。高寒草甸(圖3a)、沼澤化高寒草甸(圖3b)、亞高山山地草甸(圖3c)、青海云杉(圖3d)觀測站分別在6 (11)、4 (11)、4 (11)、5 (11-12)月，發(fā)生在10%～30%的土壤水分升高(降低)變化；消融期在降水、蒸散發(fā)、植被共同作用下土壤水分維持30%以上的動態(tài)平衡狀態(tài)，凍結期土壤凍結，水分保持10%以下。因此，高寒草甸可劃分5 月為消融蓄積期，6 月-10 月為動態(tài)平衡期，11 月為凍結降低期，12 月至次年4 月為持水穩(wěn)定期；沼澤化高寒草甸、亞高山山地草甸可劃分4 月為消融蓄積期，5 月-10 月為動態(tài)平衡期，11 月為凍結降低期，12 月至次年3 月為持水穩(wěn)定期，青海云杉可劃分4 月-5 月為消融蓄積期，6 月-10 月為動態(tài)平衡期，11 月-12 月為凍結降低期，1 月-3 月為持水穩(wěn)定期。

中下游綠洲受地表水、地下水等影響具有較高土壤水分。中游玉米農田在地表水灌溉等措施下保持高土壤水分(圖3e)，下游綠洲區(qū)地下水位淺，在地表水和地下水的作用下，檉柳站保持高土壤水分狀態(tài)(圖3g)，同時植被生長和蒸散發(fā)消耗大量土壤水分。玉米農田3、4 月份蒸散作用弱，受消融和春灌影響，田間水分回升；6 月至7 月中旬玉米拔節(jié)抽穗，耗水明顯增加，7 月下旬到8 月中旬為抽穗灌漿期[41-42]，玉米生長旺盛，加速水分消耗，淺層土壤水分下降，8 月下旬至9 月中旬，玉米逐漸成熟，耗散減弱，土壤水分保持穩(wěn)定；10 月生長季結束，土壤水分隨蒸散發(fā)緩慢降低；11 月后氣溫降低，表層土壤水分開始凍結(冬灌會引起土壤水分變化)。檉柳林3 月-5 月河水上漲，土壤水分迅速升高；6 月-9 月進入生長期，8 月-9 月植物生長最旺盛，消耗深層水分；10 月后氣溫降低，蒸散減弱，土壤水分相對穩(wěn)定。因此，玉米地土壤水分可劃分3 月-5 月為蓄積增補期，6 月-9 月為動態(tài)衡期，10 月為耗散消減期，11 月至次年2 月為持水穩(wěn)定期；檉柳土壤水分可劃分3 月-5 月為蓄積增補期，6 月-8 月為動態(tài)平衡期，9 月為耗散消減期，10 月至次年2 月為持水穩(wěn)定期。

中下游荒漠區(qū)遠離地表水、地下水等水源，降水和植被影響土壤水分變化。在強烈的蒸發(fā)作用下，荒漠區(qū)土壤水分低，變化不明顯(圖3f、圖3h)。按曲線特征，鹽爪爪荒漠可劃分4 月-8 月為緩慢增長期，9 月-10 月為快速消耗期，11 月-次年3 月為持水穩(wěn)定期。紅砂荒漠與鹽爪爪荒漠土壤水分隨時間變化具有相似特征，但紅砂荒漠更為干旱，變化不明顯。

圖3 典型下墊面土壤水分年內月變化曲線Figure 3 Monthly variation curve of soil moisture in typical underlying surface

2.3 各典型下墊面土壤水分年際變化特征

各下墊面年際間土壤水分曲線形態(tài)相似，但變化程度不一(圖4)。高寒草甸、亞高山山地草甸、青海云杉、紅砂荒漠土壤水分年際方差(圖4i)小于2，玉米農田、檉柳林、鹽爪爪荒漠分別在4-160 cm、0-10 cm 和100-160 cm、30-50 cm 層年際方差大于2。以方差值2 為標準劃分[8]，高寒草甸、亞高山山地草甸、沼澤化高寒草甸、青海云杉、紅砂荒漠無年際變化，玉米農田、檉柳林、鹽爪爪荒漠存在年際變化。

圖4 2016-2018 年典型下墊面剖面年際土壤水分變化曲線及年際方差Figure 4 Interannual soil moisture variation curve and interannual variance in typical underlying surface profile in 2016-2018

灌溉可以使玉米地土壤水分從30%以下迅速升高到40%以上(圖2e)，年際間不同的灌溉情況可以使玉米地土壤水分在4-160 cm 發(fā)生10%～20%的變化，在20 cm、120 cm 出現(xiàn)變化峰值。下游地表水影響土壤水分，也影響地下水(地下水位淺)，而河渠水受黑河分水控制，這可能是造成檉柳林(0-10 cm、100-160 cm 層)土壤水分發(fā)生年際變化的原因。其他下墊面主要受降水、植被等自然因素影響，每年土壤水分相對穩(wěn)定?？梢?，土壤水分在人為擾動小、自然環(huán)境穩(wěn)定的下墊面上年際變化不明顯，在人為擾動強烈的下墊面上存在明顯年際變化層。

2.4 流域尺度土壤水分時空變化特征

站點觀測可在點尺度上細致反映典型下墊面土壤水分分布特征和變化過程，而遙感反演的土壤水分，可在流域尺度上反映土壤水分空間展布和變化特征。站點觀測結合遙感產品可以將點尺度規(guī)律延伸到面尺度，更好地反映流域典型下墊面土壤水分動態(tài)變化情況(圖5)。

圖5 2016 年生長季流域再分析月均降水、遙感觀測月均蒸散發(fā)、土壤水分反演圖Figure 5 Inversion figure of monthly precipitation，evapotranspiration, and soil moisture determined using reanalysis model and remote sensing retrieval of the watershed during the 2016 growing season

生長季(5 月-9 月)，黑河流域表層土壤水分(圖5d)和其變異性(圖5e)在上游高寒區(qū)和中下游綠洲具有較高值，荒漠裸地區(qū)具有低值，反映出高水分區(qū)高變化、低水分區(qū)低變化的特征?；谕恋馗脖环诸?圖5f)結果統(tǒng)計顯示，各下墊面平均土壤水分依次為林地20.9% > 草地18.2% > 人工綠洲(耕地)17.3% > 灌叢13.6% > 荒漠11.6%，各下墊面土壤水分平均變異系數(shù)依次為人工綠洲(耕地) 0.17 > 草地0.14 > 林地0.11 > 灌叢0.12 > 荒漠0.08。

時間變化上，降水(圖5a)和蒸散發(fā)(圖5b)從5、6 月份至7、8 月份逐漸增加，土壤水分在上游植被區(qū)、中下游綠洲區(qū)(圖5c)隨之升高，27%以上高水分區(qū)域明顯增加，荒漠裸地基本沒有變化；9 月以后降水和蒸散發(fā)開始減少，土壤水分整體上逐漸回落。生長季土壤水分表現(xiàn)出從低水分到高水分，再到低水分變化的規(guī)律。流域尺度上，土壤水分與降水、蒸散發(fā)的時空變化具有較好的一致性，較高的土壤水分分布在降水較多的上游和干旱少雨的中、下游灌溉區(qū)、河流、渠道、湖盆等水域附近，而在降水稀少、離水源遠的地表土壤水分低?？梢妳^(qū)域上土壤水分變化流域特征明顯，同時，人為因素、植被覆蓋、降水、蒸散發(fā)、地表水等對流域下墊面土壤水分有顯著的影響。遙感反演土壤水分僅反映了表層變化特征，且受限于分辨率不如站點尺度能細分下墊面類型，相較站點觀測數(shù)據(jù)，遙感反演土壤水分整體偏低，但所反映的總體分布特征和時間變化規(guī)律基本一致。

3 討論與結論

土壤水分是重要的水資源，在水源涵養(yǎng)、生態(tài)修復中起著重要作用。植被可以提高土壤水分含量，減少水土流失。通過恢復植被、建立水源涵養(yǎng)區(qū)可以達到涵養(yǎng)水源、止沙治漠、降低水土流失，改善生態(tài)環(huán)境的目的。黑河上游是我國祁連山重要的水源涵養(yǎng)和生態(tài)保護修復區(qū)，廣泛分布的草甸草地、森林、灌叢等植被與水域、沼澤等融為一體，形成水源涵養(yǎng)體系。本研究結果顯示，上游高寒草甸草地、森林下墊面土壤水分高，荒漠區(qū)低，青海云杉在0-120 cm、高寒草甸草地在0-50 cm 深度維持高水分狀態(tài)，而空間變異性森林下墊面0.11 ＜ 草地0.14，說明青海云杉森林比高寒草甸草地有更穩(wěn)定的水源涵養(yǎng)能力[44]，同時，草甸草地作為上游最大的生態(tài)系統(tǒng)，發(fā)揮著涵養(yǎng)水源等重要的生態(tài)功能。上游水資源形式(降水和冰雪、凍土融水)豐富，人為干擾小，土壤水分高且較為穩(wěn)定，所以，以基于自然的解決方案[45]，堅持“宜草則草，宜林則林”的原則，分層分類恢復植被，構建穩(wěn)定的林草水濕生態(tài)體系，能夠有效加強該區(qū)水源涵養(yǎng)和生態(tài)修復建設。

中下游綠洲區(qū)高土壤水分依賴于山區(qū)來水和灌溉等，具有明顯的年際變化(玉米農田和檉柳林年際方差均大于2)，從綠洲到荒漠，土壤水分水源性分異明顯。在治理荒漠、維護綠洲生態(tài)安全時，應充分考慮地表水的可達性和穩(wěn)定性，因為年際穩(wěn)定的土壤水分是生態(tài)植被存活的必要條件。區(qū)域上要優(yōu)先考慮中下游生態(tài)需水，合理分配山區(qū)來水，保證中下游地區(qū)土壤富含植被生長所需的水分，以提高區(qū)域水資源的利用效率，協(xié)同推進生態(tài)保護修復。

此外，3 年的觀測數(shù)據(jù)不能表征長時序的年際變化。同時，黑河流域存在季節(jié)凍土[31]，尤其是在高寒山區(qū)凍融作用對土壤水分影響顯著，時域反射儀(TDR)只能測定未凍結土壤水分，在冬季、初春觀測的數(shù)據(jù)能夠說明土壤水分的凍融現(xiàn)象，但并不能表征土壤實際含水量；地下水對土壤水分，尤其是對深層土壤水分有著重要的影響，而深層土壤水分對中下游干旱區(qū)植被生長有著重要作用，因此，還需進行長期的土壤水分觀測，加強凍土、溫度、地下水等對土壤水分影響的研究。

本文利用黑河流域典型下墊面3 年土壤水分的觀測數(shù)據(jù)，從年內、年際等不同時間尺度對其流域典型下墊面土壤水分動態(tài)變化情況進行了研究，得出以下主要結論。

1)黑河流域典型下墊面土壤水分變化范圍主要為3%～58%，在降水、蒸散發(fā)、灌溉、植被、地下水等因素的影響下，流域土壤水分具有顯著的流域分異特征和變化規(guī)律。上游寒區(qū)降水豐富、蒸散發(fā)小，具有較高的土壤水分(生長季 > 20%)，各典型下墊面土壤水分變化應為凍融作用下的氣象(降水、蒸散發(fā))、植被等要素自然擾動模式，具有嚴格的冷暖季凍融轉換特征；中下游干旱區(qū)，從綠洲到荒漠，土壤水分從高水分(20%)趨向低水分(10%)狀態(tài)，應為不同水源(灌溉、河水、地下水)補給下的人為擾動向氣象、植被等自然擾動變化的模式，表現(xiàn)出水源性分異特征。

2)各典型下墊面土壤水分年內變化有明顯的空間分異和季節(jié)變化規(guī)律。根據(jù)土壤水分變化特征，可將高寒草甸、沼澤化高寒草甸、亞高山山地草甸、青海云杉土壤水分劃分為消融蓄積期、動態(tài)平衡期、凍結回落期、持水穩(wěn)定期，玉米農田、檉柳土壤水分劃分為蓄積增補期、動態(tài)平衡期、耗散消減期、持水穩(wěn)定期，鹽爪爪荒漠和紅砂荒漠劃分為緩慢增長期、快速消耗期和持水穩(wěn)定期。

3)各典型下墊面土壤水分年際變化差異明顯。高寒草甸、亞高山山地草甸、青海云杉、紅砂荒漠年際變化不明顯(方差小于2)，玉米農田(4-160 cm)、檉柳(0-10 cm、100-160 cm)下墊面有明顯年際變化，鹽爪爪荒漠在30-50 cm 也有一定年際變化。