西藏东南部的林芝地区是西藏原始森林的主要分布区, 现有森林面积2.4×10⁶ hm², 森林覆盖率达26.5% (李文华, 1985), 是我国西南国有林区的主体。由于其特殊的地形、地貌、气候等因素的影响, 使得西藏森林植被具有独特的树种组成和完整的垂直分布带, 主要森林植被类型有亚高山暗针叶林、山地温带松林、温性硬叶常绿栎林、山地落叶阔叶林、山地柏林等(赵彬, 1996), 对整个青藏高原的大气环流、水汽输送、气候变化和生态平衡起着巨大的调节作用, 对形成藏东南森林气候起主导作用。长期以来, 由于路途艰险、信息闭塞、气候恶劣, 在该地区开展森林生态领域方面的研究较少。1996年, 国家林业局于西藏东南部林芝县境内色季拉山东坡建立了森林生态定位研究站, 逐渐开展了一些基础性的研究工作, 但相比其他站点, 无论是研究内容的广度和深度都存在着较大的差距(周晓峰, 1991; 1994), 尤其是森林水文方面的研究基本上处于空白。因此, 从1999年开始在定位站开展了森林水文效应方面的研究, 连续进行了2个水文年的观测, 积累了一些数据和资料, 为进一步研究西藏高原森林生态系统的结构、功能提供了必要的基础数据。本文仅针对该区分布的主要森林类型急尖长苞冷杉(Abies georgei var.smithii)原始森林的土壤物理性质做阶段性的初步分析。

1 研究地自然概况

本研究在藏东南色季拉山西藏农牧学院高原森林生态研究所定位站进行。该站为国家林业局森林生态系统研究网络13个网站之一, 地处色季拉山东坡, 属念青唐古拉山余脉, 主峰海拔5300 m。定位站海拔3850 m, 是急尖长苞冷杉原始林的集中分布区(海拔3300~4200 m), 属亚高山寒温性暗针叶林带(姚淦等, 1995), 急尖长苞冷杉也是该区阴坡森林分布的林线树种, 分布海拔最高可达4300 m左右。该区年平均气温-0.73℃, 最高月(7月)平均气温9.23℃, 最低月(1月)平均气温-13.98℃, 近10 a极端最低气温-31.6℃ (1999-01), 极端最高气温24.0℃ (2000-07)。年均降水量1134.1 mm, 蒸发量544.0 mm, 年均相对湿度78.83%。6~9月为雨季, 占全年降水的75%~82%, 其中8月降雨最多, 平均为294.2 mm, 占全年降水的30%。

在定位站附近于林内、林外分别设置1块典型样地, 面积10 m×15 m, 在每个样地内机械布置6个样方, 进行土壤物理因子测定, 林内样地坡度25°, 坡位中, 林分组成为急尖长苞冷杉原始纯林, 平均胸径76 cm, 平均树高38 m, 郁闭度0.7, 平均年龄200 a, 为成过熟原始老龄林。林下灌木主要有忍冬(Lonicera spp.)、硬毛杜鹃(Rhododendron hirtipes)等, 盖度60%;草本主要有毛茛(Ranunculus)、地榆(Sanguisorba)等, 盖度20%;林内苔藓层发达, 盖度达90%。林外样地为1985年的采伐迹地, 坡度20°, 坡位中, 主要草本植物有报春花(Primula)、马先蒿(Pedicularis)等, 盖度40%;苔藓层发达, 平均厚度4 cm。

2 研究方法

采用"环刀法"测定土壤物理性质, 项目有:容重、最大持水量、毛管持水量、田间持水量、非毛管孔隙度、毛管孔隙度、总孔隙度等(张万儒等, 1984)。

采用烘干法(张万儒等, 1984)测定土壤水分含量, 每月测定3次, 每隔20 cm分层取样, 3个重复, 直到90 cm为止。

采用双环测渗仪(任青山, 1991)测定土壤渗透能力, 双环测渗仪内径为18 cm, 外径36 cm, 环高15 cm, 实验时打入地下5 cm, 同时往内、外筒加水, 水深5 cm, (注意保持内外水位相同和记录水温), 记录内筒每下降1 cm水位所用时间, 再加水至5 cm, 反复多次, 直至每下降1 cm水位所需时间相同为止。林内、林外分A、B、C 3层测定, 每月测定1次。采用公式:K_ti=10/T_i×60, 其中K_ti为渗透系数(mm·min^-1), T_i为水位下降10 mm所用的时间(min), 60为转换成1 min渗透速度所乘的倍数。为了使不同温度下所测得的渗透系数K值便于比较, 应换算成10℃水温时的渗透系数, 公式为:K₁₀=K_ti/ (0.7+0.03t_i), 式中K₁₀为水温为10℃时的渗透系数, K_ti为测定时的渗透系数, t_i为测定时的水温。

3 结果与分析 3.1 土壤物理性质

土壤水分是林木生长、发育的必要环境因子之一, 同时也是生态系统中最活跃、最有影响的因素之一。土壤的质地、结构决定了土壤蓄水能力的强弱, 进而也决定了土壤水分供给的有效性, 使之成为林木生长和发育的主导因子。本试验于林内、林外分别各设6块样地, 以下数量指标取其算术平均值, 具体数据见表 1。

由表 1可以看出, 土层厚度林内、林外相差不大, 均表现为A层 < B层 < C层。林内土壤容重随土层深度的增加而增大, 持水量(饱和、毛管、田间)和孔隙度(毛管、非毛管、总孔隙度)随土层加深而减小, A、B、C层土壤容重为0.74、0.94、1.34 g·cm^-3, 总孔隙度分别为63.17%、60.76%、45.68%, 其中毛管孔隙度占55.06%、53.27%、42.52%, 非毛管孔隙度占8.11%、7.49%、3.16%, 表明在雨季(生长季) 1 m³土壤中约含0.57 m³的水, 即使在枯水季仍有一部分水(40%左右)保存在土壤中。如此协调的大小孔隙比例关系, 既有良好的通气透水性能, 又有强大的蓄水功能, 既有利于林木的生长, 又能够充分发挥森林的水文效益。对于林外土壤, A、B、C层容重也逐渐增大, 分别为0.92、0.99和1.22 g·cm^-3, 但A、B层相差不大; 饱和持水量和总孔隙度A、B、C层分别为60.60%、60.30%、43.60%和57.60%、59.40%、53.20%, 均为C层较A、B层小, 但A、B层间相差不大, 主要因为在西藏东南林区牦牛以放养为主, 林外空地成为其夜间休息和嬉戏的聚集地, 土壤表层的物理结构被严重破坏。

3.2 土壤含水量动态特征 3.2.1 土壤含水量时间动态

各主要森林类型土壤水分动态变化具有明显差异, 从总体来看, 它们都有着基本一致的变化规律, 即不论何种林分及土壤层次, 其含水率的变化都与大气降水密切相关(李文华, 1985)。而在西藏东南部山区的土壤含水量除与降水有关外, 主要决定于当地的小气候及由小气候决定的林木生长状况。依据西藏色季拉山降水特点和原始冷杉林内土壤各层次在生长季节期间水分动态变化趋势分析, 可将其划分为以下几个时期(见图 1) :

土壤水分消耗期:从9月上旬至11月末为止。此期间雨季已过, 降水减少, 日照充足, 空气干燥, 太阳辐射强烈, 植被的蒸散作用和地表蒸发消耗的水量大于水分的补给量, 使土壤含水量下降, 称为土壤水分的消耗期。

土壤水分积累期:从12月初到翌年1月末, 此时期草类已枯萎, 林木停止生长进入休眠期, 生命活动极其微弱, 土壤已开始结冻, 此时少量的降水(雪水)全部被冻结在表层土壤中, 含水量测定的土壤样品为冻结状, 致使50 cm以上土壤含水特征曲线呈急剧上升趋势, 并于1月份出现峰值。

土壤水分消退期:从2月初到4月末, 该期间色季拉山地区多晴朗天气, 空气湿度小, 日照强, 风速大, 蒸发量达到一年中的最大值。虽有部分降水(主要为雪), 但总体上土壤水分输入小于输出, 开始消耗前期积累的水分, 使土壤含水量减少, 称为水分消退期。

土壤水分稳定期:进入5月, 降雨开始增多, 林木进入生长旺季, 水分的消耗以植物的蒸散为主, 虽然雨量充沛, 但强大的树冠截留(占降雨的60%)和植被蒸腾作用基本上消耗了补给的水量, 只是偶有积累(7月~8月), 此时期称为土壤水分的稳定期。

对于林外(见图 2), 因其土壤含水量受控于降水和光照条件, 加之人为干扰、牲畜破坏等随机因素的影响, 虽总体趋势与林内相差不大, 但局部时间段内含水量仍有差异, 如12月至4月间出现了2个含水量高峰(1月、3月), 致使土壤水分消退期表现得不明显; 5月到9月间因无林冠的截留和树木的蒸腾作用, 表现出土壤含水量的积累, 而不是土壤水分的稳定期。

3.2.2 土壤含水量深度变化

林内和林外土壤含水量的变化规律基本一致(见图 3、4) :随着土层深度的增加(除林外1月份)含水量逐渐变小, 表层(0~10 cm)含水量最高, 林内、林外分别为75%和63%, 50 cm以下趋于平稳。根据植物根系对水分的吸收利用状况和土壤水分变化规律, 原始冷杉林内土壤水分可分为3个作用层次:

土壤水分弱利用层:原始冷杉林这一层的分布范围为0~10 cm。该层树木根系分布较少, 土壤水分含量变化受控于降水和土壤的团粒结构。雨季的大气降水、表层渗透、春秋季的水分蒸发, 都直接作用于该层, 因而该层土壤水分含量变化十分剧烈, 变动范围为45%~75% (见图 3)。

土壤水分利用层:这一层是林木根系的主要分布层, 深度为10~50 cm, 该层土壤水分受气候、土壤质地、结构和根系吸水、林冠蒸腾耗水等多层作用。在原始林高大树体的强烈蒸腾作用下, 尤其在半湿润的色季拉山林区生长季内10~50 cm土层含水量下降比较明显(见图 3)。降雨输入的水分大都存于此层, 当林冠蒸腾使土壤含水量降低时, 可以通过水势梯度使深层水分向该层运动, 以减缓该层含水量变化的强度, 来保证林木生长发育的需要。

土壤水分调节层:50 cm以下水分含量基本稳定在30%~45%之间。这一层在生长季可向上层输送水分, 在丰水季节可起储水作用, 在一定程度上调节了土壤含水量的变化。

对于林外土壤含水量, 因1月林外温度较低, 土壤冻层达60cm, 故1月份土壤含水量曲线70 cm以上变化较缓, 但含水量最高, 基本保持在60%左右, 其他各月份含水量变化规律与林内相一致, 只是曲线变化斜率较小(见图 4)。

3.3 土壤渗透性能

土层渗透的发生及渗透量, 有赖于土层土壤水分饱和程度与补给状况。不同的植被—土壤类型, 在很大程度上控制着这种状况, 形成不同的土层渗透(卢俊培, 1994)。不同类型土壤的蓄水、透水、储水能力差别较大, 不同层次土壤的导水率不尽相同, 但有共同的变化规律:随着时间的延长导水率不断减小, 一般情况40~50 min后达到稳渗(任青山, 1991)。

从表 2可见, 林内A层、B层的渗透性能均好于林外同层土壤, 达到稳渗速度所需时间林内A层比林外A层要少, 分别为10 min和45 min, B层所需时间要长, 分别为70 min和45 min。林内A、B层初渗和稳渗速度分别为38.50 mm·min^-1、14.90 mm·min^-1和14.90 mm·min^-1、3.20 mm·min^-1, 林外A、B层初渗和稳渗速度分别为15.10 mm·min^-1、5.40 mm·min^-1和3.60 mm·min^-1、1.50 mm·min^-1, 可见林内、林外A层的初渗速度和稳渗速度均大于B层。

对土壤渗透性能进行模拟, 其结果见图 5、图 6。林内模拟方程为:A层Y=50.789X^-0.4115, R=-0.9220, B层Y=17.93X^-0.5648, R=-0.9634;林外模拟方程为:A层Y=10.035X^-0.4074, R=-0.9022, B层Y= 4.5419X^-0.4432, R=-0.9671。可见林内外土壤各层模拟方程均表现为幂函数关系, 相关系数R变幅为-0.9022~0.9671, 相关关系较密切。

4 结论

土壤容重随土层深度的增加而增大, 持水量和孔隙度随土层加深而减小, 持水能力随土壤深度的增加减弱; 原始冷杉林内A层土壤容重小于林外A层土壤容重, B层和C层相差不大, 持水量和孔隙度林内A层均大于林外A层, B层则相差不大。林内A、B、C层土壤容重分别为0.74、0.94、1.34 g·cm^-3, 总孔隙度分别为63.17%、60.76%、45.68%, 其中毛管孔隙度为55.06%、53.27%、42.52%, 非毛管孔隙度为8.11%、7.49%、3.16%;林外A、B、C层土壤容重分别为0.92、0.99和1.22 g·cm^-3, 总孔隙度分别为57.60%、59.40%、53.20%, 其中毛管孔隙度为52.80%、57.40%、50.20%, 非毛管孔隙度为3.80%、2.00%、3.00%。

由于地理条件、小气候和树种生理特性的影响, 藏东南色季拉山原始林区土壤水分的消耗期、积累期、消退期、稳定期在时间序列上与其他气候区差别较大, 但土壤含水量变化有明显的规律, 在冬季1、2月达到最高, 而在生长季土壤含水量变化幅度不大。

西藏亚高山温带冷杉原始森林土壤含水量随土层深度增加呈下降趋势, 表层(0~10 cm)含水量最高, 林内、林外分别为75%和63%, 50 cm以下土壤含水量趋于稳定, 为30%~45%。

色季拉山土壤的初渗和稳渗速度各层均为林内 > 林外, 到达稳渗所需时间最短只需5 min (林内A层), 最长需要72 min (林内B层); 林内和林外的A层、B层渗透过程均表现为幂函数关系, 即y=x^a, 相关系数R变幅为-0.9022~-0.9671, 相关密切; 在高海拔地带急尖长苞冷杉林改善土壤物理性状作用明显, 人为活动和牲畜的干扰仍对环境构成较大威胁。