长江上游亚高山暗阔叶林流域土壤水分输移的空间变化

长江上游亚高山暗阔叶林流域土壤水分输移的空间变化

1积分水分运动规律森林地区的土壤水分渗透规律的研究是森林流域生产机制的基础和前提。在确定土壤水分渗透参数及其特征对深入研究森林流域的水文过程的调节机制无疑是非常重要的。主要阴针叶林位于贡嘎山东坝河冷杉林，是长江上游亚高山森林植被的主体，是中国保存最完好的自然生态系统之一。关于该地区的水文规律有几种看法，但该地区的森林土壤水分运动没有具体研究。该区域土壤的主要耕作母土是冰池、泥石流形成的坡积层，由第四纪和冰池形成，并以上升山的形式形成。这种土壤母土的特征也决定了土壤水分入渗特征的特殊性。基于此，本文对贡嘎山东坡亚高山黑针叶林生态系统水壤水分运动参数的测定进行了初步探讨，该区域土壤水分运动参数的特征为今后研究该区域土壤水分运动规律以及黑暗山区生态系统水分交换机制的可靠依据提供了土壤水分运动规律的规定和秘密生态系统水分交换机制的建立提供了可靠的基础。以及冷杉。2研究区域和方法2.1亚高山5年生晚古生代演替类试验地设在贡嘎山东坡海拔2970～3240m的黄崩溜沟流域.本区主要受东南季风影响,潮湿多雨,冬暖夏湿,云雾多,日照少,属亚热带山地湿润型季风气候.年平均降水在1900mm左右,年均气温4.0℃,年雨日260d左右,年平均空气相对湿度90%、蒸发量小(约300mm),气候和植被景观呈寒温带特点.主要森林类型是以冷杉、云杉林为主的暗针叶林.研究流域内从干河坝到三营水文站的森林群落几乎代表了泥石流迹地上整个亚高山暗针叶林森林类型的演替系列.试验点及取样点分别布设在无林地(主要由灌草覆盖或裸露地为主的区域)、30年生峨眉冷杉幼龄林,70～80年生峨眉冷杉中龄林,120年生峨眉冷杉成熟林、150年生峨眉冷杉过熟林5种典型的演替序列林地中.2.2土壤水分随立地特点的变化规律在研究区峨眉冷杉林的不同演替阶段的林分内挖掘土壤剖面,每20cm分层取3个重复环刀土样,室内测定土壤容重、孔隙度、毛管持水量等土壤水分物理性质以及土壤的机械组成.利用如图1所示的水平放置在冷杉纯林标准样地内的坡面中部的自制蒸渗仪(2m×1m×1m),根据瞬时剖面土壤水分再分布实验(CGA)原理测定土壤的非饱和导水率.自制蒸渗仪分为3部分,分别按土层剖面回填取自成熟林地的坡积物(A,100cm深)、(B,50cm深)和取自过熟林地的冰碛物(C,20cm深).每一部分中间埋入中子水分仪测定铝管.分别在A、B两部分的10、20、40、60、80cm土层深处埋设一组张力计.实验测定前对土体充分灌水,尽量使其达到饱和,土壤表层覆盖塑料膜,防止土壤水分蒸发.然后利用中子水分仪和负压计定时同步观测同一土层的土壤含水量(θV)和土壤水势(ψ).分群落、分土层取原状土,利用定水头法测定各类土壤各土层的饱和导水率.3结果与分析3.1过熟林林地不同土层深度的土壤容重和贮水量黄崩溜沟流域各演替序列林地间的土壤质地差异较小,大部分土壤属于壤质砂土.由于土壤主要发育自冰川侧碛体、泥石流迹地和以花岗岩为主的山体崩塌坡积物,土壤砂粒含量均较高,质地较粗,具体土壤物理性质测定结果列入表1和表2.由表1可见,若从不同演替序列林地土壤的机械组成来看,随着演替的发展,土壤砂粒含量逐渐降低,粉、粘粒含量逐渐增加,以过熟林的粉粘粒含量为最高,在27%以上,而无林地则仅在5%左右.就坡积物而言,随土层深度的增加,砂粒含量逐渐增加,粘粒含量逐渐减小.0～30cm深度的土层沙粒含量为74.26%,粘粒含量为25.74%,而80cm以下土层砂粒含量增加到80.44%,相应的粘粒含量为19.56%.由表2可以看出,不同演替阶段林地、不同土层深度的土壤的水分物理性质是有较大差异的.随演替的发展,土壤的容重逐渐减小,无林地的容重为1.01,而过熟林林地表层土壤的容重仅为0.36.随土层深度的增加,土壤容重也增加,中龄林林地的土壤0～20cm和20～40cm深土层的容重分别为0.42和1.17,成熟林林地的容重从表层的0.64增加到100cm以下土层的0.76.土壤入渗能力的大小,是与土壤的毛管和非毛管孔隙度密切相关的.表2表明,随森林演替的进展,土壤的孔隙度是逐渐增大的.其中,过熟林林地的表层土壤的总孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度分别为95.32%、83.47%和11.86%,而无林地的仅分别为45.83%、35.13%和10.70%.随土层深度的增加,孔隙度的主要区别在于毛管孔隙度和非毛管孔隙度占总孔隙度的比例上,表现为毛管孔隙度所占比例逐渐减小,非毛管孔隙逐渐增大.就坡积物而言,表层土壤的毛管孔隙度和非毛管孔隙度分别占总孔隙度的94%和6%,而100cm土层以下的分别为98%和2%.森林土壤贮水力一直被作为森林调节水文过程的一个重要评价指标.从研究区的分析结果来看,随森林演替的进展和土壤深度的减小,土壤贮水量逐渐增大.过熟林林地和无林地0～20cm土层的土壤贮水量分别为107.24mm和30.91mm,成熟林林地0～20cm土层和100～120cm土层的土壤贮水量分别为76.16mm和48.51mm.3.2土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线不仅可以衡量土壤水分的能量水平,而且可以推算土壤中孔隙分布和比水容量.由于土壤水力传导函数以及土壤水分扩散率函数可以由土壤水分特征函数加以推导,因此土壤水分特征曲线的测定就是采用土壤水分运动流方程模拟土壤水分运动的前提.土壤水分特征曲线的确定一般是通过实验测定有限的离散的土壤体积含水量及其对应的土壤水势拟合出具有连续变化的土壤水势-土壤含水量关系.通过同步观测的坡积物土壤水分含量和土壤水势资料点绘该区的土壤水分特征曲线(图2).土壤水吸力(S)和土壤体积含水量(θv)之间存在如下幂函数关系:R2=0.7884(1)S=10.07θv-0.74由式(1)可以得到该土壤的水容为:C(θv)=0.10v0.26(2)由图2可以看出,研究区坡积物土壤的土壤水分特征曲线可分为急速下降、平缓下降和过渡区3个明显的阶段.急速下降阶段主要受土壤质地的影响,而平缓下降阶段则主要受土壤结构的影响.总体而言,研究区坡积物土壤水分特征曲线的斜率主要受土壤质地确定,物理性粘粒含量愈大,则曲线愈陡峭.3.3不同土层深度的土壤非饱和导水率,实际样品率随土鉴于过熟林所在的冰碛物成土的土层很薄,试验中只利用蒸渗仪中的100cm土柱和50cm土柱测定了坡积物成土土壤的非饱和导水率,测定结果绘成等值线图3.从试验结果来看,在同一土壤含水量条件下,土壤的非饱和导水率随土层深度的增加而逐渐缓慢地减小.以土壤含水量为20%的情况为例,土壤表层0～30cm深度的土壤非饱和导水率为0.53mm·min-1,90cm深度土层的非饱和导水率仅为0.17mm·min-1.这是因为土壤表层受到暗针叶林枯落物和根系的影响,土壤质地较细,团粒结构较好,粉、粘粒含量相对较高的缘故.另外,在同一土层深度,土壤的非饱和导水率随土壤含水量的增加而增加,就0～100cm土层深度的平均值而言,在土壤含水量为10%的时候,土壤的非饱和导水率仅仅在0.03mm·min-1左右,而当土壤含水量达到35%时,土壤的非饱和导水率达到了2.37mm·min-1.这种土壤非饱和导水率随土壤含水量变化的规律可以用幂函数来拟合,将实验获得的一系列土壤非饱和导水率K(θ)值以及与之对应的土壤体积含水量(θ)值拟合为函数形式(表3).因为土壤的扩散率为土壤的导水率和土壤水容的比值,所以联合式2和表3可以得到坡积物在0～100cm土层的平均土壤扩散率随土壤体积含水量变化的函数为:D(θ)=924.6θv3.24(3)结果表明,土壤非饱和导水率并不是一个定值,而是要同时受到土壤含水量、土壤结构、质地等众多因子的影响.本文对该流域土壤非饱和导水率的测定进行了简化,仅对土层较厚的坡积物进行了测定.由于泥石流迹地和冰碛物台地的土层非常薄(约为20cm左右),20cm以下又主要是以石砾堆砌和大孔隙为主,进行实地非饱和导水率的测定就受到一定限制,所以运用CGA法测定土壤非饱和导水率需谨慎处理.3.4土层深度对土壤水分渗透率的影响利用定水头原状土垂直维的方法测定了流域内不同林龄的冷杉林林地的土壤入渗过程(表4).利用这种方法测得的实验值实际上是稳定入渗率,但因其接近于土壤的饱和导水率,通常就被用来代替土壤的饱和导水率.土壤饱和导水率是一个重要的土壤水分运动参数,在一定程度上可作为衡量各种土壤的渗透性指标.从测定结果来看,中龄以上的冷杉林林地土壤的渗透性能要高于幼龄林林地土壤的渗透性,这是因为中龄以上的冷杉林根系发育好,根量多,能够提供较丰富的枯枝落叶,同时,在老龄林的土壤层可以形成很多的大小孔道,孔隙度的增加不仅有利于土壤中纵向的水分渗透,而且也加速了横向的水分渗透,缩短了渗透时间,能够对土壤水分渗透创造良好的条件.另外,由于土层愈深,土壤有机质含量愈少,矿质成分比例相应增加,容重增大,以及土壤孔隙度和通气度随土层深度递增而递减的缘故,随着土层深度的增加,土壤的饱和导水率呈负指数形式的递减规律(式4),从土壤表层的3.16mm·min-1降低到1.64mm·min-1.而且各土层到达稳渗的时间也存在差异,随土层深度的增加,稳渗时间也增加,平均约在110min左右.Ks=3.55e-0.007ZR2=0.9655(4)式中,Ks为土壤饱和导水率;Z为土层深度.由表4可看出,随森林演替的进展和土壤深度的减小,饱和导水率逐渐增加.这与前述土壤质地分析和水文物理性质分析是一致的.结果还表明,长江上游亚高山暗针叶林带的地表水分入渗速率属于高入渗性能的土壤.各土壤类型和土层深度的平均饱和导水率均在1mm·min-1以上.而且随着森林演替的进展,土壤表层饱和导水率也从无林地的1.02mm·min-1骤升为过熟林林地内土壤的7.29mm·min-1.由此可见,该研究区即使是无林地,其饱和导水率也远远高于当地降雨的最大雨强(7.06mm·min-1,1997-8-15).这也是该流域为什么很少见到坡面径流或地表径流,而大部分以壤中流、回归流和地下渗漏等径流形式出现的主要原因.4不同土层深度土壤非饱和导水率的变化4.1长江上游以峨嵋冷杉为主的亚高山暗针叶林流域-黄崩溜沟流域的土壤砂粒含量高,质地较粗,大部分属于壤质砂土.土壤质地和土壤水分物理性质均随林地类型和土层深度的变化而异,随着森林演替的进展、土层深度减小,土壤质地逐渐变细,容重逐渐减小,土壤孔隙度和土壤贮水力逐渐增大.4.2研究区土壤非饱和导水率与土壤的含水量之间存在指数函数关系,土壤表层0～30cm深度土壤非饱和导水率明显低于30cm以下土壤非饱和导水率,而在30cm以下,非饱和导水率差异不明显.4.3土壤的饱和导水率随着土层深度的增加呈负指数递减,不同林地、不同土