祁连山生态水文研究：土壤水热垂直分层及变化特征

9.2.1　流域尺度转化问题

祁连山排露沟流域三角形量水堰对流域河川径流长期定位监测（2000—2005年）得出多年河川径流深为118.2 mm。大野口流域与排露沟流域相比，排露沟流域面积为2.74 km2，属于小尺度流域，河川横断面较窄，易于修筑量水堰，已实现了流域河川径流的实时监测。大野口流域面积80 km2，河川横断面较宽，难于修筑量水堰，在不规则的河川断面监测流量一直是研究流域汇集水量的障碍。通过利用雷达监测到水位实时变化，根据多次实测数据，测量和推导出雷达监测水位与流量的关系式。这样就实现了流域来水量变化的实时监测，为研究不同尺度流域水量平衡和森林水文以及水源涵养机理提供参考资料。

9.2.2　水库水位与雷达水位监测相互结合测算流域河川径流的可行性问题

大野口水库水源主要靠降雨及融雪汇流而成，水库控制着整个流域的来水量，且由于水库底层深入基岩层，无潜流。根据水库建库勘察资料（张掖市甘州区大野口水库库容与水位关系曲线表），通过水位值可查得水库蓄水量，利用水位变化可求算出流域来水量。另外，大野口水库是以灌溉为主，水库的去水量由排水孔和排水时间来计算，且排水时间有详细的记录。因此，通过水库水位变化测算流域河川径流是可行性的，而且有较长时间序列的监测数据（1983年至今），但是由于人工监测而无法实现实时监测，因此结合雷达实时监测技术可实现流域河川径流的实时监测和上推前30年流域来水量的变化规律。

在研究流域水源涵养功能过程中，中等尺度的流域河川径流量的测定工作比较困难。其原因是中等尺度的流域的河川径流一般水流湍急，修建规则的过水断面工程较难实施，由于没有规则的过水断面，较难利用水位值求算出河川径流的流速和流量。为解决这个问题，在水库上方布置了雷达监测水位设施，可通过水位与流速的函数关系，推算出河川径流量，期望今后在中等尺度流域的河川径流测定过程中有所新突破。

9.2.3　积雪消融、冻土冻融与河川径流的监测问题(https://www.xing528.com)

径流是降水经过一定的陆面介质后形成的水分运动，是联系森林土壤和外界水分及其他营养元素的桥梁，其变化受到降水和下垫面等多种因子的影响，是研究水量平衡的基本要素和森林调节径流过程的重要环节。地处干旱半干旱区具有“高山冷湿岛效应”的祁连山水源涵养林区的水资源变化可直接体现在径流变化上，而且径流变化直接影响着中下游人居生态系统的稳定和发展，因此，关于径流一直是森林水文学研究的热点，而融雪径流更是热点中的重要内容。张学龙等［132］研究结果显示，祁连山青海云杉林年初1—4月及年末10—12月，降水量为47.0 mm，占全年的12.38％，而这段时期主要以降雪为主，该结果与本研究结果基本一致。车克钧等［133］在祁连山寺大隆流域相同海拔高度（3400 m）处测得阴坡年均降水量比阳坡高5.21％，该研究结果与本研究结果中阴坡降雪量比阳坡高8.36％出入不大，初步认定结果可信。车宗玺等［134］研究结果显示，不同植被消融速率大小顺序为草地＞林缘＞灌木林＞乔木林；同一植被、不同坡向消融速率不同，半阳坡云杉林＞半阴坡云杉林＞阴坡云杉林。本研究与该研究结果基本一致，只是本研究将积雪消融按每日计量化，用百分比的方法显示不同植被或不同坡度对积雪消融的影响。王顺利等［135］利用祁连山森林生态站2000—2005年降水和径流资料分析结果显示，试验流域多年平均降水量为354.3 mm，年平均出山径流为118.2 mm。该研究与本研究比较，在多年平均降水量方面基本一致，但径流方面本研究数据偏小。其原因可能有两种情况，一种情况是量水堰在2006年进行重修，可能在流域径流量监测方面有系统偏差，另一种情况可能是由于近年来国家启动了天然林保护工程，植被覆盖率有所提高，植被耗水量增加，在降水波动不大的情况下，径流必然会减小。究竟是何种原因，需要今后对植被变化与径流之间的关系进一步研究。

在祁连山寺大隆流域、冰沟流域研究结果表明，季节性冻土每年10月20日左右开始冻结，翌年5月20日左右达到冻结最大深度。本研究结果是在祁连山大野口流域长期定位监测的多年平均值，在土壤冻融开始、结束及冻土最大厚度的时间上稍有不同，这说明不同流域、不同植被对冻土冻融过程的影响程度有差异。在青藏高原多年冻土区选取了典型高寒草甸—沼泽湿地生态系统开展了相关研究，对径流的驱动因子研究表明，以高寒草甸—沼泽为主要下垫面的多年冻土区，全年径流过程中气温、地温对径流起主导作用。

9.2.4　土壤水热垂直分层与空间变化特征问题

土壤水分的垂直分层可划分为土壤水分易变层、利用层、调节层。0～10 cm的土层变化系数最高，为水分易变层；土壤水分利用层因植被不同而层次范围不同，乔木林为10～60 cm，灌丛林为10～40 cm，阳坡草地为10～20 cm。利用层以下统称土壤水分调节层。该研究结论与本研究在0～10 cm土层的土壤水分变异程度一致，都认为这一层土壤水分变异最剧烈。但是该研究认为土壤水分随深度的增加，变异程度逐渐减小，而本研究研究认为，土壤水分变异剧烈程度呈“V”字形，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）。该研究与本研究的数据来源不同，该研究主要以人工野外定点定期取样实验室分析数据为主，而本研究以仪器自动监测数据为主。可能由于仪器自动监测能获得晚间的土壤水分变化数据，而人工监测只能监测到白天的土壤水分变化数据。闫文德等［136］认为，祁连山土壤水分空间变化特征是高海拔多，阴坡次之，阳坡最少；亚高山灌丛草甸土、山地森林灰褐土融化层含水量年内平均值具有随土壤深度增加略呈上升的趋势，山地栗钙土融化层含水量年内平均值具有随土壤深度增加而下降的趋势。这一结论与本研究的结论基本一致。牛赟等还认为［46］，试验区土壤温度随海拔每升高100 m而降低约0.8℃，该研究与本研究数据来源不同，但与本研究研究结果（递减率0.74℃/100 m）十分接近。根据祁连山森林生态站2002—2011年的近10年地面气象站监测［42］，10年内7—9月份土壤温度与深度关系为Sdt=-0.0467d+13.609（R2=0.998），土壤深度每增加10 cm，其温度降低约0.467℃，呈线性函数关系。该研究与本研究数据来源也不同，但与本研究结果（递减率0.536℃/100 m）也十分接近。由于土壤水热在流域空间上的变化相关研究较少，要做更多的结论有一定的难度。

在过去的相关研究中，仅仅研究了土壤空间属性与土壤水热总体状况的相互关系，而本研究在此基础上，研究了土壤空间属性，如海拔、坡度、郁闭度等与土壤各层水热的相互关系以及相关程度及权重比例。另外，在过程的相关研究中，土壤水热及其空间因子的拟合关系以单一因子的较多，综合因子较少，而本研究研究了空间综合因子对土壤水热变化的影响。在将来的科研工作中，我们要更加关注土壤水热在空间上的年际和季节变化以及与地形因子的响应特征和响应程度，为探索全球气候变暖与土壤水热在空间上的响应关系，为人类应对逐渐恶化的生态环境问题提供参考资料。