黃土高原典型切溝土壤水分時空分布特征及其影響因素*

陳明玉，邵明安，，5?，李同川，賈玉華，甘 淼

（1. 西北農(nóng)林科技大學資源環(huán)境學院，陜西楊凌 712100；2. 中國科學院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100；3. 沈陽農(nóng)業(yè)大學水利學院，沈陽 110866；4. 中國科學院地理科學與資源研究所，北京 100101；5. 中國科學院大學資源與環(huán)境學院，北京 100190）

土壤水作為水資源的重要組成部分，其在水資源的形成、轉(zhuǎn)化以及消耗過程中發(fā)揮著重要作用；是維系土壤-植物-大氣連續(xù)體（SPAC）的重要環(huán)節(jié)，與農(nóng)業(yè)、水文和環(huán)境等學科聯(lián)系密切[1-3]。黃土高原地形破碎，溝壑縱橫，影響坡面水循環(huán)和流域水資源利用，且黃土高原降雨稀少，蒸散發(fā)強烈，土壤水分是黃土高原水蝕風蝕區(qū)植被建設的限制因子，土壤含水率的高低及分布特征在某種程度上決定了植被恢復的效益與布局[4]。

黃土高原土層深厚，地下水埋藏深[5]，故淺層土壤受地下水補給困難，研究表明降水入滲深度多在距地表200 cm 范圍內(nèi)，土壤水分常處于虧缺狀態(tài)[6]。但深厚黃土層同樣具有極強的儲水能力，點棱接觸和相互支架的多孔結(jié)構(gòu)為水分貯存提供了良好的空間[7]，200 cm 深土層的儲水量最大可達45～60 cm，可對區(qū)域降水進行年內(nèi)年際調(diào)節(jié)，以滿足植物生長耗水需求[8]。然而，黃土高原“土壤水庫”[7]入不敷出，虧缺日趨嚴重，對年際或季節(jié)性干旱的調(diào)節(jié)能力降低，當年降水量成為植被生長的水分供體。

大規(guī)模植樹造林雖然提高了黃土高原植被覆蓋度[9]，但也導致土壤水分虧缺[10]，從而形成土壤干層[11]。干層是指因氣候變化、地表植被過度消耗土壤儲水量而導致的土壤干燥化土層[12-13]，干層的存在會切斷或減緩土壤水分上下層之間的交換，導致土壤環(huán)境惡化，植被退化[12-14]。考慮這一作用結(jié)果，許多學者針對干層作了一系列研究。結(jié)果表明干層廣泛分布于黃土高原[15]。Wang 等[16]研究分析了在整個黃土高原干層的厚度及起始深度，發(fā)現(xiàn)干層存在較強的空間變異，平均厚度為160 cm，平均起始深度為270 cm。董爽等[17]通過長期定位觀測，指出黃土高原溝蝕區(qū)分水線干層問題較為嚴重，平均厚度介于40～800 cm。張晨成等[18]在六道溝流域一塊13 年杏樹林地調(diào)查發(fā)現(xiàn)，侵蝕溝加劇了土壤水分蒸發(fā)，進而導致干層變厚。土壤干層已成為我國黃土高原開展生態(tài)文明建設，實現(xiàn)可持續(xù)發(fā)展面臨的重大生態(tài)環(huán)境問題之一[12]。雖然已有研究加強了對干層的時空分布及影響因素的認識[12]，但對切溝及其周邊區(qū)域土壤水分分布及干層發(fā)育等問題尚研究不足。

根據(jù)2012 年的調(diào)查結(jié)果，黃土高原地區(qū)長度超過500 m 的侵蝕溝多達66 萬條[19]，切溝作為黃土高原坡溝系統(tǒng)的重要組成部分，其發(fā)生發(fā)展和演變進程改變了坡面土壤水循環(huán)，流域水資源分布及利用效率，進而影響區(qū)域農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生態(tài)恢復效益[12]。本研究以黃土高原六道溝流域典型切溝為主要研究對象，主要目的是分析對比溝底、溝緣、溝岸土壤水分時空分布及干層發(fā)育狀況，探索切溝土壤儲水量的影響因素。以期為該地區(qū)植被建造、水土保持、水資源合理利用提供科學依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于陜西省神木市六道溝小流域（38°46′～38°51′ N，110°21′～110°23′ E），海拔高度為1 094～1 274 m。流域地處毛烏素沙漠邊緣，流域面積為 6.89 km2，主溝道接近南北走向，長約4.21 km，屬于窟野河水系的二級支流[20]。主溝道兩側(cè)有多條支流，溝壑縱橫地形破碎。該區(qū)位于黃土高原水蝕風蝕交錯帶的強烈侵蝕中心，多年平均降雨量為43 cm，年平均氣溫8.4 ℃[21]，春季降雨稀少風力極大，以風力侵蝕為主，降雨集中在夏秋季節(jié)，水力侵蝕嚴重，自然環(huán)境十分惡劣[22]。流域土壤類型主要是由低肥力黃土發(fā)育而來的石灰性風化土。土壤黏聚力弱，滲透力強，保水率低，易受侵蝕。

1.2 研究方法

趙影等[23]對六道溝小流域內(nèi)切溝進行了大量實地調(diào)查，測定了32 條切溝的溝長和溝寬等形態(tài)特征，發(fā)現(xiàn)曲線型切溝最為常見；其中，溝長大于100 m 的切溝占調(diào)查總數(shù)的 81.2%，平均溝長為137.6 m。本研究綜合考察了六道溝流域的地形、地貌和植被類型，在流域內(nèi)選取一條典型切溝。該切溝沿溝道走向總長約為219 m，各斷面溝寬3.5～22.2 m 不等，下切深度最淺處為2.0 m，最深處達17.3 m。在切溝溝底縱向中心線、溝緣及距離溝緣20 m 處布置三條樣帶，分別規(guī)定為溝底、溝緣和溝岸。切溝側(cè)壁多為陡峭土壁，故溝緣樣點實際距離溝緣線約1 m，試驗期間切溝繼續(xù)發(fā)育但侵蝕量并不明顯，且切溝整體形態(tài)無明顯變化。根據(jù)切溝走向，由溝頭至溝口方向在溝底內(nèi)依次布置12 個樣點，編號為G1～G12，在溝緣布置7 個樣點，編號為S1～S7，在溝岸布置7 個樣點，編號為B1～B7（圖1）。

圖1 樣點布置圖Fig. 1 Distribution of observational sites

中子管布置采用土鉆人工鉆孔，鉆孔后將鋁質(zhì)中子管豎直放置于孔內(nèi)，將過篩后的干細土撒入鋁管與土體間隙。因各樣點基巖埋藏深度和鈣質(zhì)結(jié)核分布及厚度存在差異，故實際布設樣點深度略有不同；其中，溝底樣點深約480 cm，溝緣和溝岸大致為980 cm。鉆孔同時，每隔20 cm 深度采集擾動土樣，用于分析土壤剖面顆粒組成。用體積為100 cm3的環(huán)刀采集0～30 cm 土層原狀土樣，密封帶回后立即稱重，利用定水頭法測定飽和導水率（Ks），土壤容重和總孔隙度的測定采用烘干法。在樣點周圍100 cm 范圍內(nèi)放置50 cm × 50 cm 樣方框，先統(tǒng)計植物種類，然后收割樣方框內(nèi)貼近地表處植物地上部分，同時收集樣方內(nèi)枯落物。所有植物樣本帶回實驗室，在65 ℃條件下烘48 h 至恒重，以此作為生物量。收集試驗期間降水降雨情況，用于分析土壤水分變化。

在對某一區(qū)域定點反復測量土壤水分狀況時，土壤水分狀況通常會比較穩(wěn)定地維持在某一水平[24-25]。試驗期從2014 年10 月至2016 年6 月，于2014 年10 月、12 月，2015 年3—10 月，2016 年3 月、4月和6 月分別測量土壤含水率，共計13 次；取各次測定平均值來計算分析土壤剖面水分分布，可以代表普遍情況。利用CNC503DR 型中子儀測定各監(jiān)測點土壤含水率，中子儀詳細資料可參考文獻[26]。0～100 cm 土壤剖面每隔10 cm 測定一次，100 cm剖面以下土層每隔20 cm 測定一次。中子儀測量值由以下回歸關系轉(zhuǎn)換為體積含水率：

式中，SWC 為土壤體積含水率，X 為中子儀測量值與標準計數(shù)（660）的比值[26-27]。0～10 cm 土層土壤體積含水率由式（1）計算，10 cm 以下由式（2）計算。文中提及的土壤含水率均為土壤體積含水率。

李玉山[14]以土壤穩(wěn)定持水量作為土壤干層濕度上限，其數(shù)值約為田間持水量的50%～80%。切溝區(qū)0～30 cm 土壤田間持水量為21.2%，結(jié)合已有研究對土壤干層濕度上限加以確定[11，13-14，16-17]，本文將10.8%作為土壤干層濕度上限，約為田間持水量的51%。因表層土壤受降雨及光熱影響明顯，土壤水分含量隨時間變化較大，故本研究在分析干層時，僅考慮100 cm 剖面以下土層。基于干層厚度、起始深度和干層內(nèi)平均含水率三個指標對干層進行描述。

1.3 數(shù)據(jù)分析

土壤儲水量由土壤體積含水率分層計算得來。除0～15 cm 和95～110 cm 為15 cm 外，0～110 cm土壤剖面每10 cm 劃分為一個土層，110 cm 以下剖面每20 cm 劃分一個土層；利用相應土層內(nèi)體積含水率測量值計算單個土層儲水量，各土層儲水量疊加即為總儲水量。相關計算及數(shù)據(jù)整理在Excel 2016中完成。利用SPSS 16.0 進行相關性分析及顯著性檢驗，圖像由ArcGIS 10.3 及Origin 9.0 處理生成。

2 結(jié) 果

2.1 切溝土壤水分空間分布特征

溝底土壤含水率由溝頭至溝口呈現(xiàn)明顯增加趨勢；隨深度增加，各樣點間土壤含水率差異性加大（圖2a，圖2b，圖2c）。樣點G2 土壤含水率最小，為11.34%，最大值23.41%出現(xiàn)在樣點G11 處。樣點G7 含水率為14.35%，明顯低于相鄰樣點（G6：15.17%，G8：17.44%）。各樣點土壤含水率在垂直方向呈波浪式變化，溝口200 cm 以下土層水分狀況良好（圖2c）。溝緣（0～980 cm）和溝岸（0～960 cm）土壤含水率隨深度變化相似，表現(xiàn)為先迅速增加，后波動變化，各樣點土壤平均含水率分別為13.91%和14.67%（圖2f）；溝口土壤含水率在480 cm 以下均明顯高于溝頭（圖2d，圖2e）。其中，B1 和B3樣點480 cm 剖面以下土層土壤平均含水率（9.82%和11.06%）低于上層（15.10%和13.43%），而B2樣點上、下兩層土壤含水率數(shù)值相近（11.82%和12.08%）。480 cm 以下土壤水分狀況相對較差，可能存在較大范圍干層。切溝區(qū)溝底、溝緣和溝岸0～480 cm 剖面平均土壤含水率分別為17.14%、13.50%和14.40%；溝底土壤含水率最大，溝緣最為干燥。表層0～10 cm 土壤含水率整體較低，溝底、溝緣和溝岸分別為10.41%、7.73%和8.70%（圖2f）。

2.2 土壤儲水量及其影響因素

圖2 溝底0～480 cm（a，b，c），溝緣0～980 cm（d），溝岸0～960 cm（e）土壤含水率分布圖Fig. 2 Distribution of soil water content at the gully bottom（0～480 cm）（a，b，c），gully edge（0～980 cm）（d），and gully bank（0～960 cm）（e）

土壤水分是制約黃土高原植被恢復與重建的關鍵因子，降雨是該地區(qū)土壤水補充的唯一途徑[15]。試驗期間研究區(qū)累積降雨量為62.6 cm，但降雨分布不均，暴雨集中；如2015 年6 月29 日單日降雨量達4.1 cm，占全年降雨量的10.3%。在2014 年10月10 日至2015 年10 月18 日約一年時間內(nèi)，切溝土壤儲水量平均減少8.1 cm，占2014 年10 月10 日測量值的6.7%，土壤水分條件惡化。2014 年10 月10 日至2015 年6 月25 日期間降雨量僅為4.8 cm，土壤儲水量持續(xù)降低（圖3）。2015 年7—9 月，土壤儲水量波動變化。同2015 年3 月和4 月土壤儲水量（117.7 cm 和116.7 cm）相比，2016 年相應月份（118.6 cm 和118.0 cm）土壤儲水量均有所增加。

圖3 觀測期間溝底、溝緣和溝岸儲水量隨時間變化Fig. 3 Soil water storage changes at the bottom，edge and bank of the gully relative to time during the observation period

切溝溝底、溝緣和溝岸深層土壤儲水量普遍高于淺層。溝底樣點G12 處，400～480 cm 剖面土壤儲水量為27.9 cm，約為0～100 cm 土層（15.9 cm）的1.75 倍；樣點G12 總儲水量（111.9 cm）為G1（64.5 cm）的1.74 倍。溝底土壤水分沿切溝縱向分布不均，溝口土壤儲水量顯著大于溝頭（P＜ 0.01），然而溝緣土壤儲水量沿溝道走向并未呈現(xiàn)明顯規(guī)律。溝岸處土壤儲水量亦表現(xiàn)為溝口大于溝頭，其中樣點B7 總儲水量為149.7 cm，顯著低于（P＜ 0.05）B6 樣點（175.4 cm），上述差異可能是由樣點B6 和B7 間的小沖溝破壞水分分布連續(xù)性所致。

研究區(qū)土壤儲水量受距離溝頭距離以及土壤質(zhì)地顯著影響（表1）。其中，土壤儲水量與距溝頭距離、黏粒和粉粒含量呈極顯著正相關，與砂粒含量呈極顯著負相關。同時，黏粒和粉粒含量均與距溝頭距離呈極顯著正相關關系，砂粒含量與其呈極顯著負相關。Biswas 和Si[28]亦證實土壤儲水量受地形、土壤質(zhì)地、植被、水分運移過程以及地下水位等因素控制?？偪紫抖扰c土壤飽和導水率呈極顯著正相關，與土壤容重呈極顯著負相關；較高的土壤容重意味著土壤顆粒間越緊密，孔隙越少，土壤導水能力降低[29]。

2.3 切溝干層分布特征

切溝干層厚度、起始深度及平均含水率見表2，溝底、溝緣和溝岸均有干層形成，且集中出現(xiàn)在靠近溝頭位置。溝底、溝緣和溝岸干層厚度依次為22～158 cm、58～532 cm 和271～363 cm，平均厚度分別為100 cm、286 cm 和331 cm；最小干層厚度出現(xiàn)在溝底，溝緣干層厚度變化范圍最廣。溝岸干層厚度相對均勻，呈現(xiàn)距溝頭越近，干層越厚的趨勢。溝底、溝緣和溝岸干層平均起始深度分別為178 cm、233 cm 和368 cm。綜合來看，溝緣線樣點土壤干層起始深度變異較大，而溝岸樣點土壤干層起始深度相對較深。溝底、溝緣和溝岸干層平均含水率分別為9.7%、9.4%和9.6%，切溝區(qū)干層平均含水率僅為9.5%，為土壤穩(wěn)定持水量（10.8%）的88%。圖4 顯示三條樣帶干層平均厚度隨時間均有變厚趨勢（R2=0.45），干層呈現(xiàn)為繼續(xù)發(fā)育狀態(tài)。

表1 土壤儲水量及其影響因素的Pearson 相關性Table1 Pearson correlation analysis of soil water storage and it’s influencing factors

表2 干層分布特征Table2 Distribution characteristics of the dry soil layers

3 討 論

圖4 觀測期間溝底、溝緣和溝岸干層平均厚度及干層平均含水率變化Fig. 4 Thickness（mean）and soil water content（mean）of the dry soil layers changes at the bottom，edge and bank of the gully relative to time during the observation period

通常情況下，土壤含水率隨土層深度的增加而增大[30]。研究區(qū)溝緣和溝岸土壤含水率隨深度變化相似，表現(xiàn)為迅速增加，后波動變化；而溝底同溝緣和溝岸差異顯著（P＜0.01），隨深度增加，土壤含水率增加趨勢更為明顯。本研究所選切溝溝道為窄深形，溝底地勢偏低形成相對穩(wěn)定的小氣候，空氣濕度大且風速偏小，蒸散作用小于溝岸地，加之該地區(qū)降雨集中且多為暴雨，超滲產(chǎn)流的雨水既在坡長方向上形成徑流，也沿溝岸地匯入溝道，使得溝底土壤含水率較高。王云強等[31]對黃土高原 0～500 cm 層次土壤含水率分析，發(fā)現(xiàn)各層土壤含水率在垂直方向變化平緩，呈現(xiàn)波浪式變化，最小值出現(xiàn)在60～90 cm 土層。陜北風力較大且空氣濕度低，表層土壤受氣象條件影響突出，蒸散發(fā)嚴重，故本研究中土壤表層含水率普遍偏低。溝緣0～120 cm 土層土壤含水率顯著小于溝岸（P＜0.05），120 cm 剖面以下，溝緣與溝岸土壤含水率均呈現(xiàn)波動變化，趨勢相似且數(shù)值大小相近。這一現(xiàn)象主要是側(cè)向蒸發(fā)造成的，溝緣距切溝較近，土壤水分受到正面和側(cè)面雙向蒸發(fā)影響，而在距溝道稍遠的溝岸上可能只受正面蒸發(fā)，從而導致0～120 cm 土層土壤含水率較溝緣要大。隨土層深度的增加，溝緣土壤含水率波動變化幅度較溝岸大，側(cè)壁蒸發(fā)仍存在一定影響。甘淼等[32]研究認為切溝的存在是溝緣表層土壤水分損失的重要原因。溝緣土壤水分為雙側(cè)蒸發(fā)[33]，溝道走向的改變使得溝緣側(cè)壁接受光照不同，進而引起土壤水分蒸發(fā)差異，造成溝緣土壤水分分布更加復雜。

賈小旭等[34]研究發(fā)現(xiàn)黃土高原0～500 cm 剖面平均土壤儲水量為73.5 cm，干燥度、黏粒、歸一化植被指數(shù)和坡度是影響區(qū)域土壤蓄水量的主要因素。本研究中，溝底0～480 cm 土層土壤平均儲水量為 80.54 cm，溝緣及溝岸分別為 67.49 cm 和71.05 cm，溝底土壤儲水量顯著大于溝緣、溝岸，且較黃土高原平均儲水量[34]要大，溝緣儲水量最小但與溝岸無明顯差異，溝緣、溝岸儲水量均小于黃土高原平均儲水量。降雨是黃土高原地區(qū)土壤水補充的唯一來源。王乘書等[35]在降雨水分再分配結(jié)束后發(fā)現(xiàn)黃土丘陵溝壑區(qū)土壤儲水量增加近1.37 倍；姜娜等[36]在六道溝小流域天然降雨條件下，觀測到不同土地利用方式下的土壤儲水量變化與降雨量變化趨于一致，由此可見切溝區(qū)土壤儲水量亦與降雨關系密切。試驗期間（21 個月）研究區(qū)累計降雨量為62.6 cm，低于多年平均降雨量，導致切溝土壤水分未能得到有效補充。切溝區(qū)土壤儲水量受地形和土壤顆粒分布的顯著影響。切溝復雜地形對降雨進行再分配，加之不同的保水能力，加大了切溝區(qū)土壤分布空間異質(zhì)性。降雨事件發(fā)生時，徑流由溝緣進入溝道，而后進一步向溝口匯集，溝口處水分入滲時間更長[37]，加之土壤水在重力作用下向地勢較低處運動，溝口處水分狀況較好，對降雨的再分配增加了切溝區(qū)土壤水分空間異質(zhì)性。此外，土壤水分分布還受土壤顆粒分布影響[32]，研究區(qū)土壤顆粒分布與切溝發(fā)育過程密切相關（表1）。溝頭受到強烈的風蝕水蝕影響，存在強烈的溯源侵蝕；當發(fā)生降雨時，粉粒和黏粒更易被水流攜帶，細小土壤顆粒會在水分入滲作用下由土壤孔隙進入深層土壤，同時隨水流向溝口運移[32]。賈小旭等[34]指出黏粒是影響區(qū)域土壤儲水量的主要因素之一。當土壤中黏粒和粉粒含量較多時，土壤具有較大的比表面積，有更強的保水性；而當砂粒含量較多時，土壤空隙間連接性好，容易造成土壤水分蒸發(fā)以及滲漏流失[38]，溝頭處保水能力較溝口要差。

切溝區(qū)土壤干層空間分布異質(zhì)性較強，溝頭深層土壤水分狀況相對較差，干層多在此處發(fā)育。整個黃土高原干層平均厚度為160 cm，起始深度平均為270 cm[16]。相比之下，切溝區(qū)干層平均厚度較大，達243 cm；起始深度相近，為257 cm。Wang 等[13]在黃土高原林地125 個研究點中發(fā)現(xiàn)有102 個點出現(xiàn)干層，且干層厚度一般在300 cm 以上；張晨成等[18]發(fā)現(xiàn)25 年生杏樹林干層厚度明顯大于13 年杏樹林，并認為干層發(fā)育受植被、降水入滲、坡位和微地形等多種因素共同作用，認為植被是主要控制因素。本研究中，切溝區(qū)植被相對較少且無高大喬木，主要生長著胡枝子、紫花苜蓿和沙打旺等植物，其吸水能力通常較林地小。一般而言，草本植物主要利用0～300 cm土層的土壤水分[11]，但不同植被根系對土壤水分的利用深度各異，加之切溝區(qū)域地形復雜，繼而導致研究區(qū)干層發(fā)育與分布情況不同。溝緣和溝岸樣點土壤干層起始深度范圍為100～553 cm，廣于溝蝕區(qū)分水線的研究結(jié)果[17]（100～460 cm）。溝緣各樣點土壤干層空間分布異質(zhì)性最為突出。實地測量結(jié)果顯示，樣點S1 處溝道下切深度較淺，約為2 m，而樣點S2 和S3處下切深度大于10 m；在土壤側(cè)壁蒸發(fā)以及植被耗水共同作用下，樣點S2 和S3 土壤水分損失多于S1，從而導致樣點S1 處干層厚度顯著小于S2 和S3。董爽等[17]于溝蝕區(qū)分水線發(fā)現(xiàn)干層起始深度越小，干層厚度越大；而本研究相關分析結(jié)果顯示干層厚度與起始深度無顯著相關關系（R2=0.05）。切溝地形較分水線更加復雜，水分分布及干層發(fā)育也存在差異。試驗期間切溝區(qū)干層呈持續(xù)發(fā)育狀態(tài)，復雜的干層形成過程是降雨補給困難，植被類型及其生長狀況綜合作用的結(jié)果；同時切溝側(cè)壁加劇土壤水分蒸發(fā)的作用也不容忽視。

4 結(jié) 論

切溝及其周邊區(qū)域范圍內(nèi)，溝底土壤水分狀況優(yōu)于溝緣和溝岸，溝緣水分虧缺最為明顯且不同樣點間土壤水分狀況差異較大。0～480 cm 土層，沿溝道向溝緣至坡面土壤儲水量呈現(xiàn)先減小后增大的分布規(guī)律，且溝底土壤儲水量顯著大于溝緣及溝岸。溝口土壤水分狀況好于溝頭，深層普遍優(yōu)于淺層。土壤水分及顆粒分布均受地形較大影響。切溝土壤儲水量與距溝頭距離、黏粒和粉粒含量呈極顯著正相關；黏粒和粉粒含量與距溝頭距離呈現(xiàn)極顯著正相關關系，砂粒含量與距溝頭距離呈極顯著負相關。切溝干層主要發(fā)生在溝頭位置，平均厚度為243 cm，起始深度為257 cm，較黃土高原干層平均厚度要深，干層問題嚴峻，干層平均含水率為9.5%，土壤干層長期穩(wěn)定存在，若遇極端干旱天氣，該區(qū)域土壤干層極有可能繼續(xù)發(fā)育。