任永吉，白建科，王雁鹤，刘晓煌，徐自为，刘慧兰，朱忠礼，高天胜，庞文龙，韩 昊，王 鹏，张秉强

（1.中国地质调查局西宁自然资源综合调查中心, 青海 西宁 810000；2.中国地质大学（武汉）地理与信息工学院，湖北 武汉 430074；3.中国地质调查局自然资源综合调查指挥中心, 北京 100055；4.北京师范大学地理科学学部, 地表过程与资源生态国家重点实验室, 北京 100875；5.中国地质调查局地球物理调查中心, 河北 廊坊 065000）

全球约41%的陆地为干旱半干旱区，我国近1/4 的国土为干旱区[1]。干旱半干旱区自然生长力不足，生态环境脆弱，水资源短缺是区域可持续发展的重要制约因子[2-5]。

土壤水分是世界气象组织关注的重要气候变量[6]。作为重要的水资源，土壤水分广泛参与地表过程，并活跃于水分的循环过程中。在干旱半干旱区土壤水分是不同类型生态系统形成和保育的重要因素，同时不同下垫面上的植被也深刻影响土壤水分的分布和变化。作为土壤性状的基本要素，土壤水分的变化可引起土壤性状、肥力的改变，使土地出现干湿化、盐碱化、荒漠化，进而影响土地生产力，引发生态环境问题。随着“山水林田湖草生命共同体”理念的提出和地球系统科学的发展，人们认识到自然资源具有流域属性，由资源利用引发的生态环境等问题需要从流域的角度解决。当前，土壤水分数据获取从烘干法的人工观测发展到了传感器自动观测和遥感反演，时间尺度上从低频次短时序发展到了高频次长时序，在空间上从点尺度发展到了面尺度。在我国西北干旱区，相关研究先后用烘干法采集的数据对黑河流域荒漠地区人工梭梭(Haloxylon ammodendron)林、黄土区不同植被类型、青海湖天然草地壤水分进行了研究[7-9]，另有研究用传感器法采集的数据对额济纳绿洲、高寒草甸次生裸地、祁连山区不同土地覆被类型的土壤水分做了研究[10-12]，王树果等[13]则用多时相ASAR 数据反演了黑河流域中游地表土壤水分，白晓[14]用MODIS数据对祁连山区土壤水分做了研究。不同学者研究表明：降水是土壤水分分布和变化的驱动因素[15-16]，气温、植被、灌溉、地形也深刻影响土壤水分[17-18]。但已有的研究多为短时间、小范围的研究，以流域为研究单元[19]，进行长时序、不同下垫面土壤水分的研究较少。

黑河是我国第二大内陆河，流域内寒、旱区并存，以水为纽带形成冰雪/冻土、草甸、森林、绿洲、荒漠、湖泊等多种自然景观，是开展流域科学研究的理想单元。本研究以流域为单元，采用站点观测与遥感产品结合的方式系统研究了黑河流域典型下垫面土壤水分动态变化特征，以期为以流域为单元的水资源合理配置、有效利用和生态保护与修复提供科学依据。

1 研究区概况、数据及方法

1.1 研究区概况

黑河流域地处西北干旱半干旱区(图1)，全长821 km，面积约14.3 万km2。流域南起青藏高原祁连山、经河西走廊平原、北至阿拉善高原[6]，以莺落峡和正义峡划分上、中、下游，海拔900-5 500 m[20]。上游为高原-山地地带，流域主要的水源地，海拔2 000 m 以上，高寒亚寒带半干旱气候，年均气温、降水量、潜在蒸发量分别为2 ℃、300～500 mm、1 000～1 200 mm[21]，地带性土壤有寒漠土、草甸土、草原土、黑钙土、灰钙土等[22]，主要植被有西北针茅(Stipa sareptana)、青海云杉(Picea crassifolia)等。中游为人工绿洲-荒漠地带，流域主要的耗水区，海拔1 200-2 000 m，温带大陆性干旱气候，年均气温、降水量、潜在蒸发量分别为6～8 ℃、140 mm、1 410 mm[23]，地带性土壤有灰棕荒漠土与灰漠土，以发展灌溉农业为主，主要作物有制种玉米(Zea mays)、小麦(Triticum aestivum)、番茄(Solanum lycopersicum)等，地带性植被有红砂(Reaumuria songarica)、泡泡刺(Nitraria sphaerocarpa)等。下游为天然绿洲-荒漠地带，严重缺水，流域生态环境最为恶劣的区域，海拔1 200 m 以下，大陆性干旱气候，年均气温、降水量、潜在蒸发量分别为8 ℃、42 mm、3 755 mm[24]，地带性土壤为灰棕漠土等[10]，主要植被有乔木胡杨(Populus euphratica)，灌木柽柳(Tamarix chinensis)，荒漠红砂等。

图1 研究区概况及观测站点分布Figure 1 Research area and distribution of observation sites

1.2 研究数据

基于站点连续观测和流域遥感反演土壤水分数据，从站点和流域尺度，以不同时间尺度土壤水分均值(mean)和变异系数(coefficient of variation, CV)为指标，对流域上游高寒草甸、沼泽化高寒草甸、亚高山山地草甸、森林(青海云杉)，中游人工绿洲(玉米农田)、荒漠(盐爪爪荒漠)，下游天然绿洲(柽柳林)、荒漠(红砂荒漠)典型下垫面土壤水分动态变化特征进行研究。

本研究数据来源于国家青藏高原科学数据中心(https://data.tpdc.ac.cn/zh-hans/)，所有数据都经过严格的质量控制[25]：黑河观测网常年每月的站网运维和年度仪器标定保证了连续数据的稳定产出；利用数据综汇系统实时查看数据的质量、连续性和仪器运行情况，及时剔除明显超出物理含义的数据对数据进行质量控制，再经过日、旬、月、年的数据检查和自检、互检、专家终审的三级审核制度确保数据的质量[26]。站点观测数据选取2016-2018 年上游垭口站(高寒草甸)、大沙龙站(沼泽化高寒草甸)、阿柔超级站(亚高山山地草甸)、关滩站(青海云杉)，中游大满超级站(玉米农田)、花寨子荒漠站(盐爪爪荒漠)，下游四道桥超级站(柽柳林)、荒漠站(红砂荒漠)连续自动观测的降水、蒸散发、土壤水分数据(表1)，其中土壤水分为时域反射仪(time-domain reflectometer, TDR)获得的体积含水率，以百分比表示，量纲为cm3·cm-3，观测频次为每次10 min (关滩为每次30 min)，观测仪器为CS616，精度：± 2%，分辨率：0.1%；降水由TE525MM 翻斗式雨量计测量，分辨率：0.1 mm，精度：± 1%；蒸散发为涡动相关仪所测潜热通量转换的日蒸散发量。

表1 观测站点及下垫面信息Table 1 Observation sites and underlying surface information

遥感产品包括土壤水分和蒸散发数据，其中土壤水分数据为Qu 等[27]采用随机森林算法将2016年SMAP (the Soil Moisture Active Passive)产品降尺度至1 km 分辨率(代表深度约5 cm)的降尺度产品，采用青藏高原4 个地面观测网络数据(黑河、那曲、玛曲、阿里)验证的结果表明，该降尺度产品相关系数为0.546，无偏均方根误差为6.1%。蒸散发数据为Xu 等[28]采用机器学习算法将黑河流域36 个地面通量观测数据升尺度至全流域得到的1 km 分辨率蒸散发升尺度产品，采用地面大孔径闪烁仪观测结果进行了验证，其决定系数在上中下游分别为0.76、0.67 和0.61，均方根误差分别为0.65、0.99 和0.91 mm·d-1。

本研究所使用的降水数据为再分析降水产品[29]，其空间分辨率为0.05°，时间分辨率为1 h。采用黑河流域20 个站点观测降水数据进行的验证表明其在荒漠、农田、湿地等下垫面表现较好，在上游地区不确定性相对较大，但主要集中在0-10 mm[30]。

1.3 研究方法

在各典型下垫面站点观测数据以日、月、年不同时间尺度进行统计的基础上，对土壤水分日均值绘制2016 年土壤水分时间等值线图，分析土壤水分变化与降水、灌溉等事件的关系，比较分析不同下垫面土壤水分总体特征。均值计算公式如下：

式中：sum为土壤水分之和，n为观测次数。

根据月均值数据在时间序列上的变化特征，分析各下垫面土壤水分的年内变化规律，划分土壤水分变化期次；对年均值数据进行方差计算，分析各下垫面土壤水分的年际变化情况，方差小于2 为无年际变化，大于2 有年际变化[8]，区分不同下垫面年际变化特征。

利用ArcGIS 计算2016 年遥感反演土壤水分5 月-9 月的均值和变异系数，分区统计典型下垫面土壤水分，在流域尺度上研究其动态变化特征。变异系数公式如下：

式中：S为标准方差，mean为变量均值。

2 结果与分析

2.1 各典型下垫面土壤水分总体状况

2016 年土壤水分日均值等值线图(图2)显示，各下垫面土壤水分变化范围主要为3%～58%，上游高寒区和中下游绿洲区有较高值(生长季均值在20%以上)，荒漠区有低值(20%以下)，空间上水源分异性明显；时间上，总体冬季低(10%以下)夏季高(30%以上)，在春夏、秋冬交替时段发生明显高低水分(10%～30%)冻融转换现象[30]，这种现象从上游至下游逐渐减弱。

2.1.1 上游寒区草甸(高寒、沼泽化高寒、亚高山山地草甸)和森林(青海云杉)

高寒草甸、沼泽化高寒草甸、亚高山山地草甸、青海云杉观测站位于海拔4 148、3 739、3 033、2 835 m的高山垭口、沼泽滩、开阔河谷地、山地阴坡，土壤水分变化范围依次为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、沼泽化高寒草甸的0-160 cm、亚高山山地草地的0-50 cm、青海云杉的10-120 cm 土壤层分别在5 (10)月底、4 (11)月初、3 (11)月底、4 月底(11 月中旬)发生在10%～30%的升高(降低)转换现象(图2a、b、c、d)，且随深度增加转换现象有时间延迟。生长季变化层具有30%以上的高水分，且高水分状态随海拔降低逐渐变长。高土壤水分的波动与降水和蒸散发相对应。降水引起了土壤水分明显的变化，其中10 mm 降水能引起草甸0-10 cm 表层土壤水分明显变化，当7 d以上无降水时，在蒸散发的作用下，0-40 cm 表层土壤水分明显降低，此时10 mm 以上降水可使表层水分迅速升高，当土壤水分在40%以上时，20 mm以上连续强降水可引起40 cm 以下土壤水分明显变化。

表2 2016-2018 年典型下垫面土壤水分日均值统计表Table 2 Daily mean soil moisture statistics of typical underlying surface in 2016-2018

上游高寒区普遍存在冻融作用[31]，土壤水分的转换应为冻融作用引起。草甸草地下垫面变化层在0-50 cm 的表层，可能的原因是草甸草地植被矮、盖度大、根系浅(0-10 cm)，常会在0-40 cm 表层形成根系交织盘结的“草毡层”[32]，阻隔水分下渗，使下部呈干层；也可能与土壤消融深度有关。沼泽滩上汇集较多的水分，会改变“草毡层”透水性，使整个剖面在生长季有30%以上高水分。青海云杉株高15～20 m，冠层具有明显的截留效应[33]，林下覆盖约10 cm 厚的苔藓[34]，0-10 cm 表层土壤水分保持在10%以下(图2d)，可能与之有关；20-100 cm 的根系区水分汇集，在生长季(5 月-9 月，5 月启动生长期，8 月快速生长期，9 月缓慢生长期[35])有20%以上的水分。

2.1.2 中游人工绿洲(玉米地)和荒漠(盐爪爪)

中游生境明显变化，干旱少雨，绿洲、荒漠镶嵌分布[36]。人工绿洲上的玉米农田观测站和离绿洲约1 km 的盐爪爪荒漠观测站，土壤水分变化范围分别为2.9%～68.43%、0.09%～35.99%，具有水源性分异特征。玉米地土壤水分1 月-2 月较低(0-80 cm表层在20%以下)，3 月初开始上升，进入生长季，保持在30%以上，10 月以后生长季结束，降至20%以下；土壤水分的变化与灌溉明显对应。绿洲灌溉是农田土壤水分的主要来源，观测中5 次灌溉均与0-120 cm 层土壤水分变化相对应。同时，玉米在不同生长期对土壤水分需求不同[37]，黄子琛等[38]、杨光超等[39]对小麦、玉米地蒸散发的研究发现，作物会消耗大量土壤水分。可见灌溉[40]、植被生长和蒸散发作用是影响农田土壤水分的主要因素。此外，李娜娜等[31]在中游典型绿洲玉米、小麦农田区研究发现，3 月初土壤温度升高到冰点以上，0-80 cm 层的土壤逐渐融化，土壤水分升高；120-160 cm 层不发生冻结，具有20%以上的水分。观测中1 月-2 月、11 月-12 月0-80 cm 表 层10%以下低水分可能是上述原因。

盐爪爪荒漠土壤水分较低(图2f )，波动较小，水分变化与降水相对应。观测中5 mm 左右的降水补给了表层土壤水分，且水分向根区汇集，这种变化在一周内恢复了原状。其土壤水分0-10 cm 表层在10%以下，10-40 cm (根系区)层维持在20%左右，这可能与其特殊的生境有关。盐爪爪为浅根系泌盐性小灌木[41]，根系主要分布在0-30 cm 深度[42]，其下垫面干旱少雨、蒸发强烈、土质退化，在0-10 cm表层产生盐结皮[21]，可以阻止深层水分蒸散。

图2 2016 年各典型下垫面土壤水分等值线图Figure 2 Soil moisture contour map of typical underlying surface in 2016

续图2 2016 年各典型下垫面土壤水分等值线图Continued Figure 2 Soil moisture contour map of typical underlying surface in 2016

2.1.3 下游天然绿洲(柽柳)和荒漠(红砂)

下游降水稀少，多为5 mm 以下降水。位于额济纳境内的天然柽柳林和红砂荒漠观测站，土壤水分变化范围分别为11.12%～47.04%、1.46%～17.12%，两者相差4 倍多，从绿洲到荒漠水源性分异特征明显。柽柳站土壤水分高(图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；水分波动与河渠水涨落相对应。下游绿洲地下水位浅(小于3 m)[43]，在靠近离河渠的地带，地表水补给地下水，土壤能保持高水分状态。观测中柽柳站保持了30%以上的高水分状态，其中3 月中旬、5 月初、7 月中旬河渠涨水时，0-200 cm 土壤水分明显升高；8 月中旬以后100-200 cm 的主要根系区(主根在100 cm 左右，侧根集中在50-150 cm 深度[43])土壤水分下降到20%以下，这是由于柽柳进入生长旺盛期，需水量大，没有河渠水补给，土壤水分大量消耗所导致。

红纱荒漠站，0-100 cm 深度缺少地表水、地下水补给，土壤水分保持10%以下的稳定状态(图2h)。土壤水分波动与降水对应，观测中5 mm 左右降水引起0-20 cm 层水分变化，这种变化一周内恢复。此外，荒漠红砂主要吸水根系在90 cm 处[43]，利用深层水分生长，对表层水分影响不大。

2.2 各典型下垫面土壤水分年内月变化特征

各下垫面站点年内月土壤水分变化曲线(图3)，具有从低水分到高水分，再到低水分的变化特征，据此可将其划分为不同的期次。

上游高寒区冷季冻结暖季消融，冷-暖交替之际发生冻融转换。高寒草甸(图3a)、沼泽化高寒草甸(图3b)、亚高山山地草甸(图3c)、青海云杉(图3d)观测站分别在6 (11)、4 (11)、4 (11)、5 (11-12)月，发生在10%～30%的土壤水分升高(降低)变化；消融期在降水、蒸散发、植被共同作用下土壤水分维持30%以上的动态平衡状态，冻结期土壤冻结，水分保持10%以下。因此，高寒草甸可划分5 月为消融蓄积期，6 月-10 月为动态平衡期，11 月为冻结降低期，12 月至次年4 月为持水稳定期；沼泽化高寒草甸、亚高山山地草甸可划分4 月为消融蓄积期，5 月-10 月为动态平衡期，11 月为冻结降低期，12 月至次年3 月为持水稳定期，青海云杉可划分4 月-5 月为消融蓄积期，6 月-10 月为动态平衡期，11 月-12 月为冻结降低期，1 月-3 月为持水稳定期。

中下游绿洲受地表水、地下水等影响具有较高土壤水分。中游玉米农田在地表水灌溉等措施下保持高土壤水分(图3e)，下游绿洲区地下水位浅，在地表水和地下水的作用下，柽柳站保持高土壤水分状态(图3g)，同时植被生长和蒸散发消耗大量土壤水分。玉米农田3、4 月份蒸散作用弱，受消融和春灌影响，田间水分回升；6 月至7 月中旬玉米拔节抽穗，耗水明显增加，7 月下旬到8 月中旬为抽穗灌浆期[41-42]，玉米生长旺盛，加速水分消耗，浅层土壤水分下降，8 月下旬至9 月中旬，玉米逐渐成熟，耗散减弱，土壤水分保持稳定；10 月生长季结束，土壤水分随蒸散发缓慢降低；11 月后气温降低，表层土壤水分开始冻结(冬灌会引起土壤水分变化)。柽柳林3 月-5 月河水上涨，土壤水分迅速升高；6 月-9 月进入生长期，8 月-9 月植物生长最旺盛，消耗深层水分；10 月后气温降低，蒸散减弱，土壤水分相对稳定。因此，玉米地土壤水分可划分3 月-5 月为蓄积增补期，6 月-9 月为动态衡期，10 月为耗散消减期，11 月至次年2 月为持水稳定期；柽柳土壤水分可划分3 月-5 月为蓄积增补期，6 月-8 月为动态平衡期，9 月为耗散消减期，10 月至次年2 月为持水稳定期。

中下游荒漠区远离地表水、地下水等水源，降水和植被影响土壤水分变化。在强烈的蒸发作用下，荒漠区土壤水分低，变化不明显(图3f、图3h)。按曲线特征，盐爪爪荒漠可划分4 月-8 月为缓慢增长期，9 月-10 月为快速消耗期，11 月-次年3 月为持水稳定期。红砂荒漠与盐爪爪荒漠土壤水分随时间变化具有相似特征，但红砂荒漠更为干旱，变化不明显。

图3 典型下垫面土壤水分年内月变化曲线Figure 3 Monthly variation curve of soil moisture in typical underlying surface

2.3 各典型下垫面土壤水分年际变化特征

各下垫面年际间土壤水分曲线形态相似，但变化程度不一(图4)。高寒草甸、亚高山山地草甸、青海云杉、红砂荒漠土壤水分年际方差(图4i)小于2，玉米农田、柽柳林、盐爪爪荒漠分别在4-160 cm、0-10 cm 和100-160 cm、30-50 cm 层年际方差大于2。以方差值2 为标准划分[8]，高寒草甸、亚高山山地草甸、沼泽化高寒草甸、青海云杉、红砂荒漠无年际变化，玉米农田、柽柳林、盐爪爪荒漠存在年际变化。

图4 2016-2018 年典型下垫面剖面年际土壤水分变化曲线及年际方差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从30%以下迅速升高到40%以上(图2e)，年际间不同的灌溉情况可以使玉米地土壤水分在4-160 cm 发生10%～20%的变化，在20 cm、120 cm 出现变化峰值。下游地表水影响土壤水分，也影响地下水(地下水位浅)，而河渠水受黑河分水控制，这可能是造成柽柳林(0-10 cm、100-160 cm 层)土壤水分发生年际变化的原因。其他下垫面主要受降水、植被等自然因素影响，每年土壤水分相对稳定。可见，土壤水分在人为扰动小、自然环境稳定的下垫面上年际变化不明显，在人为扰动强烈的下垫面上存在明显年际变化层。

2.4 流域尺度土壤水分时空变化特征

站点观测可在点尺度上细致反映典型下垫面土壤水分分布特征和变化过程，而遥感反演的土壤水分，可在流域尺度上反映土壤水分空间展布和变化特征。站点观测结合遥感产品可以将点尺度规律延伸到面尺度，更好地反映流域典型下垫面土壤水分动态变化情况(图5)。

图5 2016 年生长季流域再分析月均降水、遥感观测月均蒸散发、土壤水分反演图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

生长季(5 月-9 月)，黑河流域表层土壤水分(图5d)和其变异性(图5e)在上游高寒区和中下游绿洲具有较高值，荒漠裸地区具有低值，反映出高水分区高变化、低水分区低变化的特征。基于土地覆被分类(图5f)结果统计显示，各下垫面平均土壤水分依次为林地20.9% > 草地18.2% > 人工绿洲(耕地)17.3% > 灌丛13.6% > 荒漠11.6%，各下垫面土壤水分平均变异系数依次为人工绿洲(耕地) 0.17 > 草地0.14 > 林地0.11 > 灌丛0.12 > 荒漠0.08。

时间变化上，降水(图5a)和蒸散发(图5b)从5、6 月份至7、8 月份逐渐增加，土壤水分在上游植被区、中下游绿洲区(图5c)随之升高，27%以上高水分区域明显增加，荒漠裸地基本没有变化；9 月以后降水和蒸散发开始减少，土壤水分整体上逐渐回落。生长季土壤水分表现出从低水分到高水分，再到低水分变化的规律。流域尺度上，土壤水分与降水、蒸散发的时空变化具有较好的一致性，较高的土壤水分分布在降水较多的上游和干旱少雨的中、下游灌溉区、河流、渠道、湖盆等水域附近，而在降水稀少、离水源远的地表土壤水分低。可见区域上土壤水分变化流域特征明显，同时，人为因素、植被覆盖、降水、蒸散发、地表水等对流域下垫面土壤水分有显著的影响。遥感反演土壤水分仅反映了表层变化特征，且受限于分辨率不如站点尺度能细分下垫面类型，相较站点观测数据，遥感反演土壤水分整体偏低，但所反映的总体分布特征和时间变化规律基本一致。

3 讨论与结论

土壤水分是重要的水资源，在水源涵养、生态修复中起着重要作用。植被可以提高土壤水分含量，减少水土流失。通过恢复植被、建立水源涵养区可以达到涵养水源、止沙治漠、降低水土流失，改善生态环境的目的。黑河上游是我国祁连山重要的水源涵养和生态保护修复区，广泛分布的草甸草地、森林、灌丛等植被与水域、沼泽等融为一体，形成水源涵养体系。本研究结果显示，上游高寒草甸草地、森林下垫面土壤水分高，荒漠区低，青海云杉在0-120 cm、高寒草甸草地在0-50 cm 深度维持高水分状态，而空间变异性森林下垫面0.11 ＜ 草地0.14，说明青海云杉森林比高寒草甸草地有更稳定的水源涵养能力[44]，同时，草甸草地作为上游最大的生态系统，发挥着涵养水源等重要的生态功能。上游水资源形式(降水和冰雪、冻土融水)丰富，人为干扰小，土壤水分高且较为稳定，所以，以基于自然的解决方案[45]，坚持“宜草则草，宜林则林”的原则，分层分类恢复植被，构建稳定的林草水湿生态体系，能够有效加强该区水源涵养和生态修复建设。

中下游绿洲区高土壤水分依赖于山区来水和灌溉等，具有明显的年际变化(玉米农田和柽柳林年际方差均大于2)，从绿洲到荒漠，土壤水分水源性分异明显。在治理荒漠、维护绿洲生态安全时，应充分考虑地表水的可达性和稳定性，因为年际稳定的土壤水分是生态植被存活的必要条件。区域上要优先考虑中下游生态需水，合理分配山区来水，保证中下游地区土壤富含植被生长所需的水分，以提高区域水资源的利用效率，协同推进生态保护修复。

此外，3 年的观测数据不能表征长时序的年际变化。同时，黑河流域存在季节冻土[31]，尤其是在高寒山区冻融作用对土壤水分影响显著，时域反射仪(TDR)只能测定未冻结土壤水分，在冬季、初春观测的数据能够说明土壤水分的冻融现象，但并不能表征土壤实际含水量；地下水对土壤水分，尤其是对深层土壤水分有着重要的影响，而深层土壤水分对中下游干旱区植被生长有着重要作用，因此，还需进行长期的土壤水分观测，加强冻土、温度、地下水等对土壤水分影响的研究。

本文利用黑河流域典型下垫面3 年土壤水分的观测数据，从年内、年际等不同时间尺度对其流域典型下垫面土壤水分动态变化情况进行了研究，得出以下主要结论。

1)黑河流域典型下垫面土壤水分变化范围主要为3%～58%，在降水、蒸散发、灌溉、植被、地下水等因素的影响下，流域土壤水分具有显著的流域分异特征和变化规律。上游寒区降水丰富、蒸散发小，具有较高的土壤水分(生长季 > 20%)，各典型下垫面土壤水分变化应为冻融作用下的气象(降水、蒸散发)、植被等要素自然扰动模式，具有严格的冷暖季冻融转换特征；中下游干旱区，从绿洲到荒漠，土壤水分从高水分(20%)趋向低水分(10%)状态，应为不同水源(灌溉、河水、地下水)补给下的人为扰动向气象、植被等自然扰动变化的模式，表现出水源性分异特征。

2)各典型下垫面土壤水分年内变化有明显的空间分异和季节变化规律。根据土壤水分变化特征，可将高寒草甸、沼泽化高寒草甸、亚高山山地草甸、青海云杉土壤水分划分为消融蓄积期、动态平衡期、冻结回落期、持水稳定期，玉米农田、柽柳土壤水分划分为蓄积增补期、动态平衡期、耗散消减期、持水稳定期，盐爪爪荒漠和红砂荒漠划分为缓慢增长期、快速消耗期和持水稳定期。

3)各典型下垫面土壤水分年际变化差异明显。高寒草甸、亚高山山地草甸、青海云杉、红砂荒漠年际变化不明显(方差小于2)，玉米农田(4-160 cm)、柽柳(0-10 cm、100-160 cm)下垫面有明显年际变化，盐爪爪荒漠在30-50 cm 也有一定年际变化。