Soil moisture temporal stability analysis for typical hilly and gully re-vegetated catchment in the Loess Plateau, China
中国黄土高原典型丘陵沟壑植被恢复流域土壤水分时空稳定性分析
在干旱和半干旱地区，土壤水分尤其是一个关键的综合状态变量，它与一系列水文、生态、气候和地质过程相关联；然而，土壤水分通常在空间和时间上变化很大。为了解决这个问题，有必要研究土壤水分的时间稳定性。在此，本研究拟对黄土高原典型的丘陵沟壑植被恢复区进行土壤水分临时稳定性分析。利用累积频率分布、相对差值和斯皮尔曼秩相关系数对2012年雨季典型丘陵沟壑植被恢复黄土集水区5个斜坡断面的土壤水分进行时间稳定性分析。本研究发现，该典型丘陵沟壑区黄土高原小流域的土壤水分空间分布模式是稳定的。然而，要找到代表不同条件下集水区平均含水量的地点并非易事；但要找到山坡上含水量极高的地点却比较容易。需要一种新的方法来确定典型的植被恢复丘陵和沟壑黄土地区的时间稳定地点。此外，还必须确定土壤湿度与其他集水条件之间的关系，以便对具有代表性的地点进行诊断。土壤水分的模式稳定性和类型稳定性保证了可以在不同时间对该地区进行取样比较，以比较不同土地覆被类型之间的差异，尤其是深层土壤深度方面的差异。
土壤水分是一个关键的综合状态变量，与一系列水文、生态、气候和地质过程相关。由于不同控制因子和过程之间存在高度非线性和复杂的反馈机制，土壤水分在空间和时间上的变化也很大。为了克服这一问题，人们越来越关注研究土壤水分的时间稳定性。最近，有关土壤水分时间稳定性的出版物数量出现了加速增长。有关时间稳定性的信息也有多种应用，如确定代表性地点、优化监测方案、填补缺失数据、缩放土壤水分含量、提高水文模型的性能以及划定水资源管理区。
中国黄土高原是典型缺水地区的代表，也是研究土壤水分在自然和人为影响下的动态变化的理想地区，因为该地区自20世纪80年代以来一直在实施大规模植被恢复计划。出于不同目的，对黄土高原北部土壤水分的时间稳定性进行了一系列研究。最早的研究由胡伟等人进行，他们探讨了中子探针校准程序对确定平均水分估算最稳定时间点的影响。随后，胡伟等人为土壤水分临时稳定性分析开发了一个新指标，称为平均绝对偏差误差。然而，几乎所有这些研究都集中在黄土与沙漠之间的过渡带；在黄土高原典型的丘陵和沟壑区进行的研究还很少见。
退耕还林项目实施10多年后，黄土高原坡地上的大部分耕地都种植了林木和灌木，但在一些废弃的耕地上也种植了草类，有的还继承了亚灌木。这些重新植被的群落影响着土壤水分的补给和利用过程。前人确定了黄土高原集水区在乔木、灌木、亚灌木、草和玉米覆盖下土壤水分的补充、保持和通量变化。不同的土地覆被类型明显影响了植被恢复区域的水分输入和输出量。土壤颗粒大小和土壤有机质含量也被认为是水分空间变化的影响因素。因此，植被恢复计划使土壤水分的时空分布变得更加复杂。需要对黄土高原典型丘陵沟壑植被恢复区的土壤水分进行临时稳定性分析。因此，研究土壤水分含量沿土壤剖面空间分布的时空稳定性，并确定各土层的代表性位置，对将来预测这一典型丘陵沟壑黄土地区的平均土壤水分十分重要。
试验在位于中国陕西省黄土高原中部的杨庄沟流域（北纬36°42′N，东经109°31′E，面积2.02平方公里）进行。该流域位于中国陕西省黄土高原中部，也是黄土高原中部丘陵沟壑发育地貌的代表。受华北季风和西北干旱气候条件的共同影响，该研究地点的气候属于典型的干旱和半干旱气候。降水主要出现在6月至9月，年降水量为535毫米，年际变化显著。研究区域过去20年的平均气温为10.6℃。黄土具体特性是质地均匀、孔隙度高、侵蚀性强。研究地点的植被分布范围被划分为森林草原植被区。以水土保持为目的，1999年后，黄土高原广泛实施退耕还林政策，放弃陡坡耕地进行植被恢复。
图1
注：杨庄沟流域概况及采样点图片。
在2平方公里的流域内，共设立了五个斜坡横断面（Slope1、Slope2、Slope3、Slope4和Slope5；图1），长度分别为350、300、300、400和400米，用于采集土壤水分样本。沿斜坡1、斜坡2、斜坡3、斜坡4和斜坡5的横断面分别设置了11、9、9、12和11个采样点（图1）。在2012年5月15日至9月23日期间，在这些采样点的0-180厘米深处以10厘米的间隔采集了土壤水分样本。在整个采样期间，共进行了12次采样。所有深度的土壤水分值均使用便携式时域反射仪（TDR）系统采样。
这五个斜坡横断面具有不同的土地覆被组合（从山脚到山顶的土地覆被类型）。斜坡1是：幼林+老林+草地；斜坡2是：亚灌木+幼林+老林+草地；斜坡3是：亚灌木+老林+草地；斜坡4是：亚灌木+幼林+草地；斜坡5是：幼林+灌木+草地。1号、4号和5号斜坡的形状和坡度相似。但斜坡1的坡向与其他两个相反。斜坡2和3的形状和坡度也相似，但坡向不同（表1）。
表1
注：样地的地形特征和土地覆被类型。
土壤水分时间稳定性分析通常使用三种技术累积频率分布、相对差异分析和非参数斯皮尔曼秩相关检验。设M为采样活动数，N为观测点数，Θij为第i个地点和第j个采样活动的土壤水分含量等级，Θil为同一地点但在一个采样活动中观测到的土壤水分等级。斯皮尔曼等级相关系数（rs）的计算方法如下：
rs数值越接近1，分析过程越稳定
时间平均相对差值δi及其标准差σ(δi)的定义如下：
其中，δij是第i个取样点的土壤湿度与第j个取样点的所有取样点的平均土壤湿度之间的相对差值。与第j次采样活动中所有采样点的平均土壤湿度之间的相对差值。δi接近零，表明其土壤水分含量接近研究区域的平均值、而δi值高于或低于零的其他地点则分别高估或低估了该地区的平均值。地区的平均值。σ(δi)值较低的地点被认为具有时间稳定性。是时间稳定的。因此，它主要用于识别系统地代表研究区域平均土壤湿度的地点。研究区域的平均土壤湿度。
利用每次取样活动的累积频率分布，可以找到接近分布50%水平的点，这些点可以代表研究区域的平均状况。同样，累积频率分布也可用于确定不同水质条件下的在不同水域条件下较干和较湿的地点。
1.流域土壤水分空间模式的稳定性：
四个不同深度（0-40、40-100、100-180和0-180厘米）土壤水分的平均秩相关系数均大于0.45，且达到显著水平（P＜0.05）（图2）。这一结果表明，该小流域土壤水分分布的空间模式在不同场合是相似的。不同深度土壤水分秩相关系数值的暂时动态变化表明，深层土壤水分具有较高的空间结构稳定性。表层（0-40厘米）土壤水分在观测初期较低，秩相关系数值也较低。随着雨季的到来，土壤水分得到补充，表层含水量变得均匀，其相关系数也随之上升。
图 2
注：四个深度土壤水分不同时滞的平均斯皮尔曼等级相关系数。
2. 基于相对差值分析的代表性站点：
根据表层（0-40 cm）的时间平均相对差值δi（图3）及其标准偏差σ(δi)，δi值在±1%以内的站点有6个，包括A6、B14、C7、B13、E9和D9；最大的10个站点包括B5、E11、E3、C6、E10、B7、D1、E6、D6和B6；最小的10个站点包括A1、C3、B9、A5、C1、E2、A4、A7、D11和C2。在深度为40-100 cm的地层中，δi值在±1%范围内的点只有两个，即D1和C4；最大的十个点包括B3、E8、E3、B14、B8、D6、B7、E4、B10和B6；最小的十个点包括A1、C2、C3、B12、C7、D11、D8、A7、B13和D2。在深度为100-180 cm的土层中，δi值在±1%范围内的只有三个地点，即A7、D5和A4；最大的十个地点包括B6、B4、A5、D4、E4、D7、B11、B14、B10和B8，最小的十个地点包括C2、A1、D11、E11、C3、B12、A2、E1、E10和C5。在0-180 cm的整个平均土壤水分深度剖面中，δi值在±1%以内的站点有8个，包括C4、C8、D3、A11、E7、E5、D1和B2；最大的10个站点包括D7、D4、D6、B11、B7、B14、E4、B6、B10和B8；最小的10个站点包括A1、C2、C3、D11、B12、E11、C7、A2、E1和D9。在四个不同层的δi值在±1%范围内的站点中，只有C4站点在40-100厘米深度剖面和0-180厘米深度剖面中重复出现。
图 3
注：0-40 厘米、40-100 厘米、100-180 厘米和 0-180 厘米深度土壤水分的平均相对差异及其标准偏差排名。
3. 基于累积频率分布分析的代表性地点：
对于所有四个层，本研究从5月15日开始采样，9月23日采样结束，并对2012年所有采样活动的平均含量进行了共三次累积频率分布分析。对于深度为0-40厘米的表层，这三次取样的平均土壤湿度分别为13.1、16.7和13.2 cm3cm-3。在5月15日，接近50%分布水平的五个地点分别是C5、B14、D7、A3和C6；在9月23日，它们分别是D2、E8、B11、B2和D4；在整个2012年观测期间，它们分别是C7、D9、D8、E9和A3。对于深度为40-100 cm的中层，这三次观测的平均土壤水分分别为9.4、12.5和10.0 cm3cm-3。在5月15日，接近50%分布水平的五个地点分别是B13、B9、A3、D5和E3；在9月23日，分别是D4、B2、D12、E7和E5；在整个2012年观测期间，分别是C8、E2、A10、D7和D10。对于深度为100-180 cm的深层，这三次观测的平均土壤水分分别为10.6、9.4和9.6 cm3cm-3。5月15日接近50%分布水平的五个地点是B6、D6、D11、D10和D4；9月23日是D1、E5、E8、B4和B9；2012年整个观测期间是B9、E8、A10、B1和B5。在整个0-180厘米深度剖面上，这三次观测的平均土壤湿度分别为1.8、12.0和10.1 cm3cm-3。5月15日接近50%分布水平的五个地点是E9、D3、D11、C4和B9；9月23日是A3、B4、B9、A5和D5；整个2012年观测期间是B9、A4、B1、D12和A10。在0-180层的三次观测中，只有B9出现，其他层没有重复出现的地点（图4）。
图 4
注：2012年观测期间四个深度的土壤水分累积概率分布。
讨 论
1. 集水区土壤水分空间格局的稳定性：
等级相关系数分析表明，在观测期间，土壤水分含量在四个层中具有明显相似的空间模式，其中最深的一层（深度为100-180厘米）最为稳定。与黄土高原北部黄土与荒漠过渡带的结果相比，典型黄土丘陵沟壑区的土壤水分空间分布格局稳定性较差。虽然北部高原的土壤质地较为均匀，但其秩相关系数超过了0.82，且达到了非常显著的水平（P＜0.01）。同时，随着剖面深度的增加，还分别出现了“不规则变化”、“规则变化”和“相对恒定”的特征。这些发现是由于该研究区域的地形更为复杂，异质性更强，降雨量也比黄土高原北部更大。而且由于观测时段处于雨季，降水频繁，水预算过程活跃，导致水分波动。
由于小流域在土地植被和土壤质地方面存在空间异质性，因此水的深度运动结果也存在空间异质性。在降雨量大的情况下，40-100厘米深的地下水层中的水可能会到达100厘米深的土层；在降雨量小的情况下，大面积的植被可能会在降雨到达土壤之前将其拦截。环境因素频繁而强烈的影响导致雨季期间土层中的土壤水分空间格局相对不稳定。因此，时间平均相对差异分析也导致剖面深度的变化。这一发现意味着，由于土壤水分剖面的空间异质性，集水区某一层或某一深度的稳定或代表性地点不能代表其他深度。
2. 具有代表性的集水区稳定点：
上述分析表明，集水区土壤水分空间分布格局具有暂时的稳定性，但通常很难在不同层中找到一个共同的代表性样本。就整个0-180厘米土壤剖面而言，根据相对差异分析，集水区较干的地点均位于阳坡的老植被区，而较湿的地点则位于阴坡的灌木和草地区。这些发现与黄土高原植被对土壤湿度的影响一致。同样，根据累积频率分布分析，在较干旱期、较湿润期和整个观测季节，四个深度的代表性地点也不相同。不过，B9地点可以确定为三个观测期0-180厘米层的共同代表地点。该地点由位于阴坡顶部的废弃农田与草丛和灌木混合组成。此外，三个观测时段样本中含水量较高的地点相对稳定，这意味着利用该方法可以很容易地找到较湿润的地点。值得注意的是，通过相对差值分析和累积频率分布分析得到的代表点也不一致。这种不一致性与观测期间样本点之间土壤含水量的微小差异有关，而临时稳定性分析方法也会受到这种差异的影响。已有研究阐述了使用该方法估算平均土壤含水量的相关问题，并提出了平均绝对偏差误差指标来识别时间稳定点。
3. 对典型的植被恢复丘陵和沟壑黄土地区的影响：
土壤水分是影响黄土高原植被生产的关键因素，近几十年来一直受到广泛关注。然而，人工取样难度大、耗时长，不适合大规模研究。在过去几十年中，对黄土高原半干旱地区各种植被此外，在黄土高原复杂破碎的地形中，土壤水分遥感反演产品误差往往较大。因此，识别土壤含水量的时间稳定位置对于预测区域总体平均水分状况具有相当重要的意义，尤其是在典型的丘陵和沟壑区植被恢复的集水区。本研究证实，该流域存在稳定的土壤水分类型，可在不同地层中找到具有代表性的地点来诊断土壤水分的脉动。然而，相对差值分析和累积频率分布分析结果的不一致性提醒本研究需要开发一种新的方法来确定这一典型的植被恢复丘陵沟壑黄土地区的时间稳定点。
集水区是一个复杂的系统，受到各种因素的影响，其中水是一个重要的驱动力。对集水区代表性地点的土壤水分进行分析，可以为研究人员提供整个流域的水文、生态、气候甚至地质过程的信息；然而，要确定它们之间的关系，还需要进一步的分析。
利用累积频率分布、相对差值和斯皮尔曼等级相关系数这三种典型的时间稳定性分析设备，本研究发现小流域土壤水分的空间分布模式是稳定的。这一结果表明，在黄土高原典型的植被恢复丘陵沟壑区，土壤水分存在模式稳定性和类型稳定性。模式稳定性和类型稳定性使本研究能够比较该地区不同土地覆被类型之间的土壤水分差异，即使在雨季也是如此。然而，由于观测期间降水频繁，不同地点的土壤含水量差距逐渐缩小，以及传统时间稳定性分析方法的缺陷，要找到能代表不同条件下流域平均含水量的地点并不容易。然而，要找到边坡含水量极高的地点却比较容易。此外，还有必要确定土壤水分与其他集水条件之间的关系，以便从代表性地点进行诊断。
作者 | 子涵
编辑 | 回毅滢
