黃土丘陵區(qū)深層干化土壤對(duì)降雨入滲的響應(yīng)

汪 星 ，張敬曉 ，呂 望 ，單長河 ，路 梅 ，李艷超

(1.寧夏大學(xué)農(nóng)學(xué)院, 寧夏 銀川 750021; 2.河北水利電力學(xué)院, 河北 滄州 061000; 3.中國水利水電科學(xué)研究院, 北京 100038;4.黃河水利科學(xué)研究院, 河南 鄭州 450003)

紅棗樹是陜北黃土丘陵區(qū)重要的經(jīng)濟(jì)樹種，由于其對(duì)于黃土丘陵半干旱區(qū)脆弱的生態(tài)條件具有良好的適應(yīng)性[1]，能夠在一定程度上緩解水土流失和改善生態(tài)環(huán)境[2]，加之紅棗營養(yǎng)價(jià)值和醫(yī)療保健價(jià)值較高[3-4]，因此自1999年退耕還林政策實(shí)施以來，大規(guī)模的山地棗林得到快速發(fā)展，種植面積超過了66 666.7 hm2[5]。隨著植被建設(shè)不斷推進(jìn)、栽植面積不斷擴(kuò)大，土壤水資源的供需矛盾日趨尖銳[6]，林地深層土壤水分過度消耗，土壤干燥化現(xiàn)象不斷加重。有關(guān)研究得出[7-9]，黃土丘陵半干旱地區(qū)土壤干層厚度可達(dá)4～6 m，而且隨著時(shí)間的延續(xù)，干層厚度呈現(xiàn)出繼續(xù)加深趨勢。土壤干層的形成，嚴(yán)重阻礙了土壤-植物-大氣連續(xù)體(Soil-plant-atmosphere continuum,SPAC)系統(tǒng)水分傳輸過程，致使“土壤水庫”的調(diào)節(jié)功能被大大削弱甚至消失[10-11]。林地深層干化土壤的治理與水分修復(fù)成為治理、調(diào)控當(dāng)?shù)厣鷳B(tài)環(huán)境的關(guān)鍵[12-14]。

黃土丘陵區(qū)土層深厚，地下水埋藏較深，已有研究表明該區(qū)地下水埋藏深度可達(dá)50 m[15]，因此地下水無法通過土壤毛管作用運(yùn)移穿過深厚的黃土層對(duì)計(jì)劃濕潤層土壤形成有效的水分補(bǔ)給。加之該區(qū)地形、地貌特殊，無法形成有效灌溉，自然降雨成為當(dāng)?shù)赝寥浪值奈ㄒ粊碓碵16-17]。何婷婷等[18]通過對(duì)半干旱黃土丘陵山地不同地面覆蓋下的土壤水分響應(yīng)研究得出，自然降雨條件下0～0.6 m土壤含水率全年變化較大，而0.6～2.6 m土層土壤含水率變化小，即該深度土壤水分受降雨影響小。田璐等[5]通過對(duì)深層干化土壤水分的恢復(fù)試驗(yàn)研究得出，自然降雨在2014—2017年對(duì)裸地的入滲補(bǔ)給深度為480 cm。李萍等[19]通過對(duì)隴東黃土高原地區(qū)土壤水分遷移規(guī)律的研究得出，土壤水分蒸發(fā)帶深度約處于70 cm。周玉紅[20]則認(rèn)為自然降雨對(duì)裸露地表情況下的干化黃土入滲補(bǔ)給深度僅在2 m以內(nèi)。Zhu等[21]基于成熟的高密度林地土壤水分特性研究得出，林木適度間伐有利于提高降雨向深層土壤入滲補(bǔ)給能力，增加深層土壤對(duì)降雨的響應(yīng)。Yang等[22]根據(jù)當(dāng)?shù)赝寥浪謼l件，對(duì)作物種植密度提出優(yōu)化策略，以促進(jìn)降雨入滲。目前，關(guān)于自然降雨對(duì)于干化黃土的水分修復(fù)研究主要集中在短歷時(shí)條件下的覆蓋保墑與植被耗水等關(guān)系的研究上[23-28]，缺乏長時(shí)間連續(xù)系統(tǒng)地觀測，對(duì)該區(qū)不同類型的自然降雨與土壤水分入滲響應(yīng)研究還相對(duì)較少。本研究通過模擬棗林地深層干化土壤，對(duì)當(dāng)?shù)貧庀鬆顩r、土壤水分狀況進(jìn)行連續(xù)6 a的定位系統(tǒng)觀測，對(duì)降雨類型及降雨后的土壤水分入滲情況進(jìn)行了深入分析，為明確黃土丘陵區(qū)的降雨規(guī)律與土壤水分入滲規(guī)律提供依據(jù)，對(duì)于探究林地深層干化黃土在自然降雨情況下的修復(fù)深度與修復(fù)時(shí)限具有一定的指導(dǎo)意義。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)區(qū)位于陜西省米脂縣銀州鎮(zhèn)(109.47°E，37.18°N)遠(yuǎn)志山紅棗栽培試驗(yàn)基地，屬于典型的黃土丘陵溝壑區(qū)。該區(qū)域降雨量小，蒸發(fā)量大，且降水年內(nèi)分配不均，年平均降雨量451.6 mm，最大年降雨量704.8 mm，最小年降雨量186.1 mm，屬于中溫帶半干旱性氣候。試驗(yàn)區(qū)土壤為黃綿土，剖面發(fā)育不明顯，土質(zhì)均一，滲透性能良好，土壤容重為1.2～1.35 g·cm-3，0～60 cm土層土壤計(jì)劃濕潤層的田間持水量約為20%，土地較為貧瘠。

1.2 試驗(yàn)設(shè)計(jì)與指標(biāo)測定

1.2.1 試驗(yàn)布設(shè) 試驗(yàn)采用野外大型土柱(圖1)，在完全自然條件下進(jìn)行。在試驗(yàn)區(qū)一水平階地上首先開挖一個(gè)直徑80 cm、深10 m的測井，開挖過程中注意按照原狀土情況分別堆放，以便于后期分層回填。為了使柱體土壤與周圍土壤隔絕，測井開挖完成后在井壁周圍鋪設(shè)一層厚約1 mm的塑料薄膜，避免入滲過程中水分向周圍交流擴(kuò)散?？紤]到水分運(yùn)移至10 m深度需要較長的時(shí)間，且無地下水影響，因此在測井底部未鋪設(shè)塑料薄膜。然后按照原狀土土壤層次分層向測井中回填，并逐層壓實(shí)，形成地下土柱。回填過程中一方面控制土壤容重盡量與原狀土保持一致(約為1.3±0.5 g·cm-3)，另一方面控制土壤含水率在6%左右，以最大限度地模擬棗林地干化土壤的真實(shí)狀況。土柱地表裸露，無植被覆蓋。

圖1 野外10 m大型土柱Fig.1 Large soil column up to 10 m in the field

1.2.2 指標(biāo)測定 土壤水分：在土柱內(nèi)埋設(shè)CS650型土壤水分探頭對(duì)土壤水分進(jìn)行監(jiān)測，其工作原理是通過測量土壤的介電常數(shù)得到土壤的體積含水量。土壤水分探頭在柱體0～10 m范圍內(nèi)每間隔10 cm布置1個(gè)，共計(jì)布置100個(gè)。在土柱外安裝CR1000型數(shù)據(jù)采集器，與柱體內(nèi)的100個(gè)水分探頭相連(圖2)，以定時(shí)記錄各探頭數(shù)據(jù)，頻率為30 min·次-1。

圖2 土壤水分探頭布置Fig.2 The arrangement of the soil moisture probes

在100個(gè)探頭埋設(shè)深度采取土樣，用烘干法測定值(x，%)對(duì)自動(dòng)監(jiān)測系統(tǒng)測定值(y，%)可靠性進(jìn)行檢驗(yàn)，兩種方法所測土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)的擬合方程為：y=0.8784x+0.5187(R2=0.967)(圖3)，因此自動(dòng)監(jiān)測系統(tǒng)可以反應(yīng)真實(shí)情況。試驗(yàn)中的土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)均為采用自動(dòng)監(jiān)測系統(tǒng)標(biāo)定后測得的數(shù)據(jù)。

圖3 CS650-CR1000自動(dòng)監(jiān)測系統(tǒng)與烘干法測定數(shù)據(jù)擬合Fig.3 The data fitting of CS650-CR1000 automaticmonitoring system and oven drying method

氣象因子：在試驗(yàn)區(qū)土柱東側(cè)5 m處架設(shè)BLJW-4小型綜合氣象觀測站用于測定氣象因子，每隔30 min采集1次數(shù)據(jù)。

1.3 相關(guān)指標(biāo)計(jì)算

土壤儲(chǔ)水量[29]：根據(jù)土壤體積含水率計(jì)算。計(jì)算公式：

W=10×ω×h

(1)

式中,W為土壤儲(chǔ)水量(mm)，ω為體積含水率(%)，h為土層深度(cm)。

土壤蒸發(fā)量[29]：根據(jù)土壤水量平衡方程計(jì)算。試驗(yàn)土柱地表裸露，無作物種植。土柱井圈高出地表10 cm，無徑流產(chǎn)生。地下水埋藏較深，不產(chǎn)生深層滲漏。計(jì)算公式為：

E=P+ΔW

(2)

式中,E為土壤蒸發(fā)量(mm)，P為降雨量(mm)，ΔW為計(jì)算時(shí)段初與計(jì)算時(shí)段末土壤儲(chǔ)水量之差(mm)。

1.4 數(shù)據(jù)處理

采用SPSS 18進(jìn)行數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析，利用Origin 9.0進(jìn)行繪圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 快速蒸發(fā)型降雨土壤水分入滲

2014—2019年間，觀測到降雨345次，其中196場降雨入滲未達(dá)到10 cm深度，96場降雨入滲超過10 cm深度，但在短時(shí)間內(nèi)仍被快速蒸發(fā)損耗。兩種降雨僅在降雨發(fā)生后一定時(shí)間內(nèi)入滲到土壤表層，雨后很容易被快速蒸發(fā)消耗，對(duì)緩解深層土壤干化問題基本不起作用，屬于快速蒸發(fā)型降雨。為進(jìn)一步說明快速蒸發(fā)型降雨土壤水分入滲特征，本研究分別選取了2016、2019年的兩場快速蒸發(fā)型降雨，如表1所示。

表1 典型快速蒸發(fā)型降雨基本信息

依據(jù)土壤水分運(yùn)移特征，快速蒸發(fā)型降雨在土壤中的入滲、運(yùn)移過程主要可以分為3個(gè)階段：(1)雨水快速入滲階段，主要發(fā)生在自降雨開始至降雨結(jié)束(降雨歷時(shí))內(nèi)；(2)雨水再分布階段，雨后水分在土壤中擴(kuò)散運(yùn)移再分布；(3)土壤水分恢復(fù)階段，雨后更長歷時(shí)內(nèi)土壤水分被蒸發(fā)損耗至雨前水平，該時(shí)段受溫度、風(fēng)速等環(huán)境因素影響，具有不確定性。2016年9月17日10∶00發(fā)生降雨12.4 mm，降雨歷時(shí)29.5 h，開始雨水快速入滲補(bǔ)充到表層土壤中，致使表層土壤含水率增加較快。至降雨結(jié)束時(shí)，表層10 cm土壤含水率由16.0%提升至16.8%，表層20 cm平均土壤含水率由降雨前的15.85%增加到16.62%，土壤水分入滲深度為20 cm(圖4a-1)。降雨停止以后，上層土壤水分增高使得土壤垂直剖面出現(xiàn)明顯水勢差，由此驅(qū)動(dòng)水分繼續(xù)向下運(yùn)移，土壤水分進(jìn)入再分布階段。在雨后第22.5 h，土壤水分下滲至30 cm深，30 cm以上土層平均含水率由16.7%增大到17.0%(圖4a-2)。之后土壤水分持續(xù)運(yùn)移，表層土壤在外界溫度、輻射等氣象因素的影響下蒸發(fā)強(qiáng)烈，表層土壤水分逐漸降低；下層土壤一方面向上運(yùn)移輸送大量水分被蒸發(fā)損耗，另一方面仍存在少量水分繼續(xù)以微弱速度向下運(yùn)移。在雨后第62 h表層10 cm以上完全恢復(fù)至雨前水平，而20～30 cm土層含水率有微弱增加(由15.8%增加至15.9%，圖4a-3)。隨著時(shí)間延續(xù)，土壤水分繼續(xù)由下層運(yùn)移至上層被蒸發(fā)損耗，在雨后第99.5 h，30 cm土層土壤水分完全恢復(fù)至雨前水平(圖4a-4)。2019年發(fā)生的5.8 mm降雨入滲過程與此類似，在降雨歷時(shí)內(nèi)入滲深度為20 cm，雨后第27.5 h經(jīng)過土壤水分再分布入滲深度達(dá)到最大，為30 cm。之后表層10 cm土壤水分在雨后第35 h被蒸發(fā)消耗至雨前水平，而20～30 cm深度土壤水分(14.3%)較雨前(14.2%)有微弱提升，至雨后第41 h，30 cm土層土壤水分完全恢復(fù)至雨前水平?？梢园l(fā)現(xiàn)，快速蒸發(fā)型降雨雨量、入滲最大深度及土壤水分運(yùn)移歷時(shí)整體上都較小。該類型降雨雨量一般不超過13 mm，最大入滲深度基本在30 cm以內(nèi)，也正是由于其入滲深度仍然在蒸發(fā)作用影響的深度范圍內(nèi)，最終導(dǎo)致雨停后土壤缺少有效的水分來源，土壤水分再次被蒸發(fā)損耗，雨后大約100 h以內(nèi)土壤水分恢復(fù)至雨前水平。由于降雨在土壤中保持的時(shí)間較短，入滲深度較淺，對(duì)于深層干化土壤不能形成水分補(bǔ)給，為無效降雨。據(jù)統(tǒng)計(jì)，2014—2019年間累計(jì)發(fā)生快速蒸發(fā)型降雨292次，累積雨量達(dá)832 mm，占6 a降雨總量的37.0%。

圖4 典型快速蒸發(fā)型降雨土壤水分變化Fig.4 Changes of soil moisture under typical rapid evaporation rainfall condition

2.2 緩慢蒸發(fā)型降雨土壤水分入滲

緩慢蒸發(fā)型降雨是指降雨雨量、最大入滲深度及土壤水分運(yùn)移歷時(shí)等都較快速蒸發(fā)型偏大的降雨，但是該類型降雨最大入滲深度仍然沒有超過蒸發(fā)影響的最大深度，因此該類型降雨同樣最終被蒸發(fā)損耗。為進(jìn)一步說明干化土壤對(duì)緩慢蒸發(fā)型降雨的入滲響應(yīng)，本研究分別選取了2015、2018年的兩場典型緩慢蒸發(fā)型降雨，降雨基本信息見表2。

表2 典型緩慢蒸發(fā)型降雨基本信息

圖5為典型緩慢蒸發(fā)型降雨土壤水分變化情況。結(jié)合表2、圖5，將干化土壤對(duì)緩慢蒸發(fā)型降雨的入滲響應(yīng)過程同樣劃分為3個(gè)階段：雨水快速入滲階段、雨水再分布階段、土壤水分恢復(fù)階段。不同的是，各個(gè)階段內(nèi)土壤水分的入滲深度及所用時(shí)間都有所增加。2015年10月25日04∶30發(fā)生降雨，持續(xù)至21∶00，降雨歷時(shí)16.5 h，雨量為17 mm。降雨前初始土壤含水率較低，僅為13.6%，降雨發(fā)生后，在較大的土壤基質(zhì)吸力作用下雨水快速入滲補(bǔ)給到土壤中，表層土壤含水率呈現(xiàn)出快速大幅增加，至降雨結(jié)束時(shí)表層20 cm平均土壤含水率由13.55%增加至16.3%，20 cm以下暫無變化，即在降雨歷時(shí)內(nèi)土壤水分入滲深度為20 cm(圖5a-1)。之后，降雨停止，但雨水在土壤中的入滲持續(xù)進(jìn)行。表層20 cm土壤由于在降雨歷時(shí)內(nèi)的水分補(bǔ)給作用，土壤含水量驟增至較高水平，而下層土壤卻仍處于低含水量狀態(tài)，故上下土層剖面間很容易形成較大的水勢梯度。在此作用下，水分將繼續(xù)向下層土壤運(yùn)移。雨后第72.5 h，入滲深度達(dá)到最大，約為40 cm(圖5a-2)。雨停后由于水分補(bǔ)給來源中斷，而地表強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用持續(xù)進(jìn)行，故表層土壤水分快速降低，下層土壤中大量水分向上運(yùn)輸被蒸發(fā)損耗，僅有少量水分繼續(xù)向下運(yùn)移。雨后第155 h，表層20 cm土壤水分完全恢復(fù)至雨前水平，20～40 cm土層平均含水率水平(16.1%)較降雨前(15.7%)仍提高0.4%(圖5a-3)。隨著時(shí)間延續(xù)，下層土壤水分持續(xù)向上層運(yùn)移被蒸發(fā)消耗，在雨后第204.5 h，土壤剖面水分狀況完全恢復(fù)到雨前水平(圖5a-4)。2018年發(fā)生的19.6 mm降雨過程與此類似。盡管緩慢蒸發(fā)型降雨較快速蒸發(fā)型降雨在土壤中入滲深度更大、存蓄時(shí)間更長，但由于蒸發(fā)作用的損耗，在一段時(shí)間內(nèi)該類型降雨仍然被全部蒸發(fā)損耗，難以對(duì)深層干化土壤修復(fù)發(fā)揮有效作用，因此仍然為無效降雨。統(tǒng)計(jì)2014—2019年所有降雨情況可得，緩慢蒸發(fā)型降雨雨量基本處于13～26 mm，最大入滲深度大約為30～60 cm，在雨停后的第200～300 h內(nèi)恢復(fù)至雨前水平。與快速蒸發(fā)型降雨相比，其雨量約增加了1～2倍，最大入滲深度約提高了2倍，土壤水分恢復(fù)用時(shí)約增加2～3倍。6 a內(nèi)累計(jì)發(fā)生緩慢蒸發(fā)型降雨37次，累積雨量達(dá)626.2 mm，占6 a降雨總量的27.8%。

圖5 典型緩慢蒸發(fā)型降雨土壤水分變化Fig.5 Changes of soil moisture under typical slow evaporation rainfall condition

需要說明的是，在生產(chǎn)實(shí)踐中，地表一般栽植有林、草等植被，40～60 cm土層的入滲深度可以到達(dá)作物根系層深度，因此盡管該類型降雨不能對(duì)深層土壤干化問題形成有效修復(fù)，但易于被作物根系吸收利用。

2.3 入滲主導(dǎo)型降雨土壤水分入滲

自然條件下，降雨并非全部無效，一部分降雨發(fā)生后，在其土壤水分運(yùn)移歷時(shí)內(nèi)水分可以對(duì)下層土壤形成有效補(bǔ)給，稱此類降雨為入滲主導(dǎo)型降雨。根據(jù)試驗(yàn)監(jiān)測狀況，研究選取了2014—2019年間5場典型入滲主導(dǎo)型降雨，如表3所示。

表3 2014—2019年典型入滲主導(dǎo)型降雨基本信息

圖6、7為2014—2019年間5場典型入滲主導(dǎo)型降雨土壤水分變化情況。為了說明問題，研究同樣將該類型降雨土壤水分運(yùn)移過程分3個(gè)階段描述，即：雨水快速入滲階段、雨水再分布階段、土壤水分恢復(fù)階段。2019年4月26日發(fā)生降雨32.2 mm，降雨自22∶30持續(xù)至次日07∶00，歷時(shí)8.5 h，該歷時(shí)內(nèi)20 cm以上土層平均含水率由13.1%升高至14.25%，20 cm以下土層無變化，土壤水分入滲深度為20 cm(圖7b-1)。隨后降雨停止，地表積水在自身重力作用下繼續(xù)穿過上層土壤孔隙向下層運(yùn)移滲透，在雨后第241.5 h入滲深度達(dá)到最大，約為140 cm，140 cm土層含水率平均水平由13.92%增加至15.05%(圖7b-2)。之后表層土壤不斷蒸發(fā)，上層土壤含水率不斷降低；下層土壤水分則在水勢梯度作用下一方面大量向上運(yùn)移補(bǔ)充，另一方面繼續(xù)向深層運(yùn)移。雨后第281.5 h，表層20 cm以上土層含水率已經(jīng)完全恢復(fù)至雨前水平，而20～140 cm土層平均含水率(14.94%)狀況較降雨前(14.12%)仍有較大提升(圖7b-3)。隨著時(shí)間延續(xù)，上層土壤水分持續(xù)消耗，表層土壤水分恢復(fù)深度逐漸加深，至雨后第319.5 h發(fā)生新的降雨，該降雨入滲過程結(jié)束。此時(shí)，50 cm土層以上土壤含水率完全恢復(fù)至雨前水平，50～140 cm深度范圍內(nèi)平均土壤含水率為14.52%，較雨前(14.11%)增加0.41%，為該降雨對(duì)干化土壤的有效入滲深度(圖7b-4)。其他4場降雨水分運(yùn)移過程與此類似。由圖6可知，5場降雨的雨量分別為33.2、31.0、26.2、27.2、32.2 mm，在降雨歷時(shí)內(nèi)的入滲深度分別為30、40、40、30、20 cm，之后土壤水分進(jìn)入再分布階段，雨后第125.5、322.5、24、44、241.5 h入滲深度達(dá)到最大，最大入滲深度依次為140、160、140、160、140 cm。雨后表層土壤在蒸發(fā)作用下分別于第396、435、133、69、319.5 h恢復(fù)至雨前水平，降雨對(duì)于土壤的有效補(bǔ)給深度依次為30～140、40～160、30～140、40～160、50～140 cm。整體來看，入滲主導(dǎo)型降雨較緩慢蒸發(fā)型降雨雨量進(jìn)一步增大，基本處于26 mm以上。該類型降雨的最大入滲深度均超過60 cm，基本處于140 cm以下，與緩慢蒸發(fā)型降雨相比，該深度進(jìn)一步提高，提高程度在133%以上。由于最大入滲深度已經(jīng)超越了蒸發(fā)影響深度，因此在土壤水分恢復(fù)歷時(shí)內(nèi)，僅表層30 cm以內(nèi)土壤水分恢復(fù)至雨前水平，30 cm以下為有效補(bǔ)給深度。統(tǒng)計(jì)2014—2019年間累計(jì)發(fā)生入滲主導(dǎo)型降雨16次，累積雨量達(dá)791.8 mm，占6 a降雨總量的35.2%。

圖6 2014—2016年典型入滲主導(dǎo)型降雨土壤水分變化Fig.6 Changes of soil moisture under typical infiltration dominant rainfall condition from 2014 to 2016

圖7 2018、2019年典型入滲主導(dǎo)型降雨土壤水分變化Fig.7 Changes of soil moisture under typical infiltration dominant rainfall condition in 2018 and 2019

2.4 累積降雨土壤水分入滲

以上分析了當(dāng)年降雨在土壤中的入滲響應(yīng)特征，實(shí)際上當(dāng)年降雨入滲還會(huì)對(duì)下一年土壤修復(fù)有直接作用，我們稱之為累積入滲影響。圖8為2014—2019年6 a間的降雨與土壤水分累積入滲情況。

圖8顯示，整體上干化土壤對(duì)于自然降雨的入滲響應(yīng)表現(xiàn)出一致性，即降雨后表層一定范圍內(nèi)土壤水分出現(xiàn)明顯增加。其中0～90 cm深度范圍內(nèi)土壤水分波動(dòng)劇烈，入滲深度超過90 cm后土壤水分增加逐漸明顯。說明0～90 cm土層為降雨入滲、蒸發(fā)循環(huán)層，該深度范圍土壤受降雨、蒸發(fā)作用影響強(qiáng)烈，土壤水分呈現(xiàn)頻繁增、減波動(dòng)；90 cm以下為降雨入滲主導(dǎo)層，該深度范圍內(nèi)土壤受蒸發(fā)作用影響減弱，土壤水分呈增加趨勢變化。2014—2019年干化土壤對(duì)于自然降雨的入滲響應(yīng)深度依次為180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm，即隨時(shí)間延續(xù)該深度不斷加深。產(chǎn)生這種結(jié)果的原因并非是一年降雨所致，而是多年降雨累積對(duì)深層土壤水分運(yùn)移產(chǎn)生促進(jìn)作用引發(fā)的結(jié)果。也就說，當(dāng)年降雨入滲到達(dá)入滲主導(dǎo)層后，推動(dòng)更早年份降雨入滲補(bǔ)充到更深層次土壤。降雨在干層中的入滲深度不等同于土壤水分完全修復(fù)深度，本研究觀測6 a入滲深度達(dá)1 000 cm，但是水分含量與當(dāng)?shù)剞r(nóng)田比較，修復(fù)深度為700 cm。

圖8 2014—2019年自然降雨及土壤剖面含水率Fig.8 Natural rainfall and soil moisture in the profile from 2014 to 2019

3 討 論

已有大量研究證明人工林地過度種植造成干化土壤逐年加深，并且深層干化土壤恢復(fù)難度極大[13, 30-31]。王志強(qiáng)等[31]研究得出，自然降雨條件下林后放牧荒坡干化土壤水分得到恢復(fù)需要大概150 a以上，林后農(nóng)地干化土壤得到恢復(fù)至少也需要40 a。孫劍等[32]對(duì)6 a生的苜蓿草地土壤水分特性研究得出，0～1 000 cm土層土壤水分得到恢復(fù)需要大概23.8 a，因此，干化土壤的水分修復(fù)過程是一個(gè)長期、漫長的過程。本研究采取野外實(shí)地模擬深層干化土壤，結(jié)合降雨?duì)顩r對(duì)10 m范圍內(nèi)土壤水分動(dòng)態(tài)變化進(jìn)行了詳細(xì)深入分析，在降雨類型、累積入滲等對(duì)深層干化黃土的水分修復(fù)影響方面作出積極探討，對(duì)于認(rèn)識(shí)黃土丘陵地區(qū)土壤干化生態(tài)修復(fù)與土壤水分科學(xué)管理具有重要意義。

不同于中國氣象局以日降雨量劃分降雨類型的標(biāo)準(zhǔn)[19]，本研究從深層土壤對(duì)降雨入滲的響應(yīng)角度出發(fā)將自然降雨劃分為3種類型：快速蒸發(fā)型降雨、緩慢蒸發(fā)型降雨、入滲主導(dǎo)型降雨。劃分結(jié)果針對(duì)土壤干化問題在水分修復(fù)方面更具有導(dǎo)向性。在長期定位觀測分析后發(fā)現(xiàn)入滲主導(dǎo)型降雨不僅能入滲補(bǔ)充到土壤中，而且能在土壤中不斷向下運(yùn)移，特別是當(dāng)入滲水分深度超過90 cm后，表現(xiàn)出下滲為主的態(tài)勢，被蒸發(fā)損失的水分顯著減弱。每年這種類型降雨入滲推進(jìn)上一年下滲的土壤水分下移，使得深層土壤水分增加，成為深層干化土壤修復(fù)的關(guān)鍵。逐年累積降雨的入滲影響研究發(fā)現(xiàn)，2014—2019年入滲深度依次為180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm ，因此0～1 000 cm土層得到自然降雨有效修復(fù)僅需要5～6 a的時(shí)間，這個(gè)結(jié)果較以往研究更加樂觀。緩慢蒸發(fā)型降雨僅能入滲補(bǔ)充到淺層土壤中，盡管能夠在土壤中存蓄一段時(shí)間，但由于其入滲深度尚未穿越該區(qū)土壤蒸發(fā)影響深度(90 cm)，雨停后土壤水分仍將被蒸發(fā)消耗至雨前水平，不能對(duì)深層土壤形成有效補(bǔ)給。研究結(jié)果對(duì)完善黃土丘陵區(qū)自然降雨的入滲機(jī)制，提高對(duì)降雨與土壤水分入滲關(guān)系的認(rèn)識(shí)有積極意義，也為黃土丘陵區(qū)棗林地干化土壤的治理與修復(fù)時(shí)限提供了一定的理論依據(jù)。

在試驗(yàn)設(shè)置方面，完全真實(shí)的野外條件和連續(xù)6 a時(shí)間監(jiān)測尺度等使得本研究較以往研究應(yīng)用性、實(shí)用性更強(qiáng)，研究結(jié)果更能反映真實(shí)狀況，這也是本研究的創(chuàng)新點(diǎn)之一。同時(shí)，也存在一些不足。如：盡管柱體土壤與周圍土壤以塑料薄膜進(jìn)行了分隔，確保水分不產(chǎn)生側(cè)向擴(kuò)散，但是雨水在入滲過程中存在邊界效應(yīng)，邊壁(塑料薄膜)對(duì)降雨入滲的影響程度需要后續(xù)試驗(yàn)作出更深入研究。另外，試驗(yàn)土柱地表裸露，真實(shí)的林地土壤有作物栽植，因此本文僅以裸露地表?xiàng)l件下的干化土壤對(duì)自然降雨的入滲響應(yīng)開展了初步研究，下一步應(yīng)結(jié)合地表栽植作物試驗(yàn)進(jìn)行對(duì)比分析，以進(jìn)一步完善黃土丘陵區(qū)干化土壤對(duì)于自然降雨的入滲響應(yīng)機(jī)制，明確土壤干層得到有效水分修復(fù)時(shí)限。

需要說明，盡管本研究觀測深度間距已經(jīng)達(dá)到10 cm，但是仍然存在10 cm間距內(nèi)水分無法觀測的誤差，這是今后在方法上需要進(jìn)一步克服的難題。

4 結(jié) 論

1)黃土丘陵區(qū)降雨可以劃分為3種類型：快速蒸發(fā)型降雨(P≤13 mm)、緩慢蒸發(fā)型降雨(13 mm

2)0～90 cm土層為降雨入滲、蒸發(fā)循環(huán)層，該深度范圍土壤受降雨、蒸發(fā)作用影響強(qiáng)烈，土壤水分呈現(xiàn)頻繁增、減波動(dòng)；90 cm以下土層為降雨入滲主導(dǎo)層，該深度范圍內(nèi)土壤不再受蒸發(fā)作用影響，土壤水分呈增加趨勢。

3)入滲主導(dǎo)型降雨最大入滲深度在140～160 cm，雨后上層土壤水分在蒸發(fā)作用下69～435 h后恢復(fù)至雨前水平。裸露地表狀況下，多年累積降雨能夠促進(jìn)深層干化土壤產(chǎn)生入滲響應(yīng)，2014—2019年干化土壤對(duì)于自然降雨的入滲響應(yīng)深度依次為180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm。