黃土高塬溝壑區(qū)兩種喬木林土壤水分平衡的模擬

張洛丹, 張 瑜, 黃明斌, 朱元駿

(1.西北農(nóng)林科技大學 資源環(huán)境學院, 陜西 楊凌 712100;2.西北農(nóng)林科技大學 黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室, 陜西 楊凌 712100)

?

黃土高塬溝壑區(qū)兩種喬木林土壤水分平衡的模擬

張洛丹1,2, 張 瑜1,2, 黃明斌2, 朱元駿2

(1.西北農(nóng)林科技大學 資源環(huán)境學院, 陜西 楊凌 712100;2.西北農(nóng)林科技大學 黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室, 陜西 楊凌 712100)

為了了解黃土高塬溝壑區(qū)不同喬木林的耗水規(guī)律，利用長期定位試驗資料和Hydrus-1D模型詳細研究了兩種喬木林(側(cè)柏林，刺槐林)的土壤水分動態(tài)變化及水量平衡各要素的差異。結(jié)果表明：結(jié)合優(yōu)化的水力參數(shù)，Hydrus-1 D模型能準確地模擬兩種喬木林地土壤水分動態(tài)，模擬值與實測值均方根誤差在0.018～0.029 cm3/cm3之間，相對平均絕對誤差在9.8%～12.5%之間；水分平衡各要素受氣候和植物類型影響，蒸散量是水平衡中的主要支出項，側(cè)柏林蒸散量占同期降水量的83.4%～108.4%，刺槐林蒸散量占同期降水量的75.9%～96.2%，生長季內(nèi)刺槐林土壤儲水量始終大于側(cè)柏林。

Hydrus-1 D模型； 側(cè)柏林； 刺槐林； 土壤水分； 水量平衡

黃土高原溝壑區(qū)年降水量在500～600 mm之間,屬暖溫帶亞干旱區(qū)，在植被演替過程中，這里形成了一些適應于本區(qū)自然氣候特征的以旱生和中生植被占優(yōu)勢的植物生態(tài)系統(tǒng)，適宜油松、側(cè)柏、刺槐、楸樹、毛白楊等喬木樹種的生長[1-2]。因而，在生態(tài)建設過程，該地區(qū)常常選擇人工種植喬木林來加速植被恢復。但是，該區(qū)降水常年稀少,且季節(jié)分布不均[3],干燥度大于1.5，喬木林的生長受水分脅迫，特別是在5 a一遇的極端干旱年[1]。喬木林強烈蒸騰作用常過量消耗雨季土壤儲水，降低土壤水的深層補給，出現(xiàn)生物利用型土壤干層[4-5]，削弱土壤深層儲水對大氣干旱的調(diào)節(jié)作用，限制了喬木林的正常生長。例如該區(qū)域廣泛存在的林相衰敗的小老樹，就是人工林地水分生態(tài)失調(diào)的后果[6]。

不同喬木林耗水量、耗水規(guī)律不同，水分利用效率差異可達2～5倍[7-8]，樹種選擇失當會加劇深層土壤干燥化[9]。土壤干層的出現(xiàn)會導致植被稀疏，樹木難以成材，林草提早衰退，生活周期縮短，群落的穩(wěn)定性就會發(fā)生變化，導致整個群落的衰敗[5,10]。因此，了解不同喬木林的耗水規(guī)律，選擇適合當?shù)厮謼l件的喬木樹種是植被恢復的關鍵。為此，本研究在位于黃土高塬溝壑區(qū)的長武，選擇兩種喬木樹種進行長期水分平衡試驗，并結(jié)合模型模擬，研究不同樹種耗水規(guī)律，以期為該區(qū)植被建設提供指導。

1 材料與方法

1.1 試驗區(qū)概況

試驗區(qū)位于陜西省長武縣洪家鎮(zhèn)王東溝小流域(北緯35°12′—36°16′、東經(jīng)107°40′—107°42′)，流域面積8.3 km2。地貌分為塬面和溝壑兩大單元，分別占土地面積的35%～65%，是典型的高塬溝壑區(qū)。試驗區(qū)所在地屬于暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候，年均氣溫9.1℃，年日照時數(shù)2 226.5 h，年太陽總輻射量484 kJ/cm2，年際間降雨量差異大，在369.5～813.2 mm之間變動，多年平均降雨量為581.4 mm。有明顯的旱季和雨季之分，雨季(7—9月)降水量占全年的55%以上。流域內(nèi)主要土壤類型為黑壚土和黃墡土，母質(zhì)為深厚的中壤質(zhì)馬蘭黃土。地下水埋深達50～80 m。

1.2 試驗設計

在王東溝小流域溝道自然坡面上修建坡度為35°，長20 m，寬5 m的兩個徑流小區(qū)(正西向)，每個小區(qū)周圍均有混凝土建成的擋墻，徑流桶(分為集流桶與分流桶)與小區(qū)出水口相連。小區(qū)于2003年建成，植被同年栽種，兩種喬木分別為側(cè)柏和刺槐。坡面上中下部均安裝有測深為5.5 m的中子管用于監(jiān)測土壤含水量。

1.3 試驗觀測

1) 土壤水分。用中子儀測定植被生長季徑流小區(qū)坡面上中下部0—5 m土層的土壤含水量，0—1 m,1—5 m分別間隔10 cm和20 cm進行觀測，觀測時間為2011年5月12日—11月20日，2013年4月10日—11月20日，旱季(4—6月，10—11月)每隔兩周測定一次，雨季(7—9月)每隔一周測定一次，雨后加測。為排除坡位的影響，用坡面上中下部同一觀測深度的平均值分析土壤含水量的變化。

2) 坡面徑流。每次產(chǎn)流后，量取徑流桶水位，計算總徑流量。2011年共產(chǎn)生4次徑流，2013年共產(chǎn)生5次徑流。

3) 植被葉面積指數(shù)(LAI)。利用LAI-2000儀器測定植被葉面積指數(shù)，在測定過程中，保持探頭與坡面平行，并用45°遮蓋帽遮擋側(cè)面入射光以避免小區(qū)以外的植被影響測量結(jié)果。測定時間為2013年4—11月。

4) 氣象資料。降雨、溫度、風速、日照時數(shù)等氣象資料采用長武試驗站監(jiān)測的氣象數(shù)據(jù)。氣象站距試驗小區(qū)500 m。

1.4 數(shù)學模擬

1.4.1 基本方程 垂直一維飽和非飽和土壤水分運動可運用改進的Richards方程來描述：

(1)

式中:t——時間(d)；θ——土壤體積含水率(cm3/cm3)；h——壓力水頭(cm)；z——垂向空間坐標(cm)，向上為正；K(h)——非飽和導水率(cm/d)；S——根系吸水速率(cm/d)。土壤水分特征曲線和非飽和導水率用如下van Genuchten-Mulaem 方程[11]擬合：

(2)

(3)

(4)

式中：Se——無量綱的有效水分含量；θr,θs——殘余含水率和飽和含水率(cm3/cm3)；Ks——飽和導水率(cm/d)；α,n,m均為擬合經(jīng)驗參數(shù)，其中，m=1-1/n。

式(1) 中的S代表根系在單位時間內(nèi)從單位體積土體中吸收的水分。用Feddes模型[12]模擬根系吸水：

S(h)=α(h)·β(z)·Tp

(5)

式中：α(h)——水分脅迫反應函數(shù)；β(z)——根系空間分布函數(shù)；Tp——作物潛在蒸騰速率(cm/d)。水分脅迫反應方程通常概化為如下方程：

(6)

式中：h1——根系吸水速率開始降低時的土壤基質(zhì)勢(cm)；h2——萎蔫點的土壤基質(zhì)勢(cm)。h1，h2參考Michael等[13]對常綠植物及落葉植物的研究，結(jié)果見表1。

式(5)中β(z)為標準化根系吸水分布函數(shù)，其計算方程如下：

(7)

式中：Lr——植被根系深度;β′(z)——實測或模擬的根系分布函數(shù)。本研究最大根系深度Lr定為500 cm，兩種喬木的根系分布參考王進鑫等[14]的測定結(jié)果確定。

實際蒸騰量Ta由以下方程計算：

(8)

冠層截留量由以下方程計算：

(9)

b=1-e-μLAI

(10)

式中：I——冠層截留量；P——降雨量；a——經(jīng)驗參數(shù)，取0.25。

地表徑流由外界條件和瞬時土壤水環(huán)境共同控制，土壤表層邊界條件可在給定的水流與壓力頭之間轉(zhuǎn)換。在沒有積水的情況下，地表產(chǎn)流的限制條件由以下兩個方程決定：

(11)

hA≤h≤hs

(12)

式中:E——當前氣象條件下最大潛在蒸發(fā)速率；h——土壤表層壓力頭;hA——現(xiàn)有條件下土壤表層的最小壓力頭，由土壤水和大氣水的平衡條件決定，hs為現(xiàn)有條件下土壤表層的最大壓力頭，通常設為0。當上述任一條件達到時，該模型會根據(jù)給定的壓力頭來計算地表徑流。

1.4.2 初始條件和邊界條件 本文以天為單位，以模擬前一天實測土壤剖面含水量為初始條件。由于黃土高原地下水埋深厚，模型采用自由排水下邊界，上邊界為有徑流產(chǎn)生的大氣邊界條件。其中日潛在蒸散量(ETp)用Penman-Monteith方程計算，而日潛在蒸騰量(Tp)和蒸發(fā)量(Ep)由下式獲得：

Tp=ETP(1-e-μLAI)

(13)

Ep=ETpe-μLAI

(14)

式中：LAI——植被葉面積指數(shù)；μ——植物冠層輻射衰減系數(shù)，根據(jù)Michael等[13]的研究，常綠植物油松、側(cè)柏的μ值為0.51，落葉植物刺槐的μ值為0.54。

1.4.3 數(shù)據(jù)分析 利用平均誤差(MD)，均方根誤差(RMSE)和相對平均絕對誤差(MARE)來評價土壤水分模擬的準確性[15]。

2 結(jié)果與分析

2.1 模型參數(shù)標定與驗證

用CR21G高速離心機測定水分特征曲線，通過RETC軟件擬合vanGenuchten模型的參數(shù)作為參數(shù)優(yōu)化的初始值，根據(jù)2011年實際測定的土壤水分數(shù)據(jù)，用Hydrus-1D軟件對α，n和Ks進行優(yōu)化，得到各個徑流小區(qū)的水力參數(shù)(表1)。在兩個徑流小區(qū)中，刺槐林地有較大的飽和導水率。它們之間水力學參數(shù)的差異可能來自于小區(qū)建造時整地的不一致，也可能受植物生長的影響。

表1 土壤水力學參數(shù)優(yōu)化值和兩種喬木根系吸水參數(shù)

由2011年兩種喬木林地不同土層深度(50，140，300cm)土壤含水量模擬值與實測值的比較(圖1)可見，模擬值與實測值有較好的的一致性，說明優(yōu)化得到的參數(shù)能夠較好的模擬土壤含水量隨時間的動態(tài)變化。2011年觀測期內(nèi)土壤含水量模擬值與實測值統(tǒng)計結(jié)果表明：側(cè)柏林地和刺槐林地MD為-0.003，-0.006cm3/cm3，RMSE為0.018，0.020cm3/cm3，MARE為9.8%和11.8%(表2)。與側(cè)柏林地相比，刺槐林地土壤含水量模擬誤差較大。對比佘冬立等[16]利用SWAP模型模擬黃土高原苜蓿地，長芒草地土壤含水量變化的RMSE值變化范圍(0.001 4～0.024 6cm3/cm3)和黃明斌等[15]利用Hydrus-1D模型模擬常綠植物短葉松林、云杉林、香脂冷杉林土壤含水量的MARE值范圍(1.8%～12.9%)可以看到，本模型模擬結(jié)果都在允許的誤差范圍內(nèi)。

利用優(yōu)化得到的水力學參數(shù)值(表1)模擬2013年兩種喬木林的土壤水分變化，進一步驗證模型參數(shù)的合理性。選取2013年4月22日(旱季)和7月23日(雨季強降雨后)的實測數(shù)據(jù)與模擬值進行比較(圖2)，發(fā)現(xiàn)在20cm以上土層，模擬值與實測值均存在較大偏差，而在20cm以下土層模擬值與實測值整體吻合較好。20cm以上土層的高誤差是由于中子水分儀測定淺層土壤水分偏低。2013年觀測期內(nèi)土壤含水量的模擬值與實測值統(tǒng)計結(jié)果表明：側(cè)柏林地和刺槐林地MD為-0.005，0.017cm3/cm3，RMSE為0.021，0.029cm3/cm3，MARE為10.8%和12.5%(表2)。較小的誤差表明，標定的水力參數(shù)可用來模擬黃土高原地區(qū)兩種喬木林的土壤水分動態(tài)。

表2 2011年，2013年土壤水分模擬結(jié)果統(tǒng)計分析

圖1 兩種喬木林2011年不同深度土壤含水量模擬值與實測值

圖2 兩種喬木林2013年4月22日和7月23日土壤剖面含水量模擬值與實測值

2.2 兩種喬木林的土壤水分平衡模擬分析

利用表1的水力參數(shù)，我們系統(tǒng)模擬了兩種喬木林地2011—2013年植物生長季(5—10月)土壤水分平衡各收支項的大小。

水量平衡受氣象條件、植被類型、地形和土壤性質(zhì)等多種因素的影響。本研究的兩個徑流小區(qū)位于黃土高原溝壑區(qū)同一土壤類型的同一自然坡面上，因而水量平衡各分量的差異只能源于樹種的不同。2011年、2012年、2013年全年降雨量分別為644.2，480.8,579.3mm。相較于多年平均降雨量581.4mm，分別屬于豐水年、枯水年和平水年。由于土壤深層滲漏量很小，可忽略不計，水量平衡的主要支出項只有冠層截留、土壤蒸發(fā)、植物蒸騰和地表徑流。

2.2.1 林冠截留 在對次降雨量與冠層截留量的關系進行研究時發(fā)現(xiàn)，降雨量較小時，不同樹種的截留量差異較小；當降雨量在5～30mm之間時，截留量受葉面積指數(shù)影響較大，側(cè)柏林和刺槐林截留量變化范圍分別為0.52～2.65mm和0.43～1.92mm；降雨量大于30mm后，林冠截留趨于飽和，截留量隨降雨量的增大而變化很小，2013年7月22日120.8mm降雨條件下，側(cè)柏林，刺槐林截留量分別為5.27和4.01mm，截留率(截留量/同期降雨量)僅為4.4%和3.4%，導致該年份植物生長季冠層截留率明顯低于其它年份。受葉面積指數(shù)差異(圖3)的影響，兩種種喬木林平均截留率的大小順序為側(cè)柏林(7.7%)>刺槐林(6.7%)。關于林冠截留率的研究結(jié)果差異較大[17-20],可能是由于不同試驗區(qū)植被葉面積指數(shù)，氣候條件差異引起的。對比楊新民等[18]關于刺槐林截留率7%～12%，以及王治國等[19]關于側(cè)柏林等冠層截留率10%左右的研究結(jié)果，證明該模型計算的截留量較為合理。2.2.2 地表徑流 兩種喬木林都只在6—9月才產(chǎn)生徑流。側(cè)柏林2011年，2012年，2013年總徑流量分別為12.8，19.1，10.6mm，占同年生長季降雨量的2.61%，4.89%和2.01%，刺槐林2011年，2012年，2013年總徑流量分別為3.5，3.4，3.1mm，占同年生長季降雨量的0.71%，0.87%和0.78%。試驗區(qū)兩種喬木林下自然草被生長差異顯著，刺槐林下自然草被生長旺盛，對徑流起到顯著的減弱作用。

側(cè)柏林2011年，2012年，2013年地表徑流的模擬值分別為10.4，7.3，11.1mm；Ks值較大的刺槐林在降雨產(chǎn)流初期入滲較多的水分，導致徑流量減少，其2011年，2012年，2013年地表徑流的模擬值分別為9.1，6.9，10.7。對比徑流實測值與模擬值發(fā)現(xiàn)，實測值與模擬值相差較大，可能是由于模擬過程中，沒有考慮到雨強，土壤表面凋落物，地表自然草被的影響作用。

2.2.3 蒸散量 植物蒸散量有明顯的季節(jié)性差異，受降水與溫度綜合作用的影響，6—8月蒸散量明顯高于其它月份。側(cè)柏林2011年，2012年，2013年6—8月的蒸散量變化范圍分別為81.2～105.3mm，70.3～102.8mm，76.9～116.9mm；刺槐林2011年，2012年，2013年6—8月的蒸散量變化范圍分別為73.6～96.5mm，68.4～92.6mm，71.8～110.9mm。在2013年7月降雨量達237mm時，側(cè)柏林和刺槐林蒸散量分別占降雨量的32.5%和30.3%，除此之外，側(cè)柏林和刺槐林6—8月各月蒸散量占降雨量的百分比最小值分別為97.6%和87.9%。

兩種喬木林在降水豐富的9月份蒸散量遠遠低于6月，7月，8月蒸散量，與生長季其它月份相近。

側(cè)柏林在2011年，2012年，2013年9月的蒸散量與降雨量的百分比分別為22.3%，50.3%和49%，刺槐林這一比例分別為18.9%，46.5%和43.1%。模擬期內(nèi)側(cè)柏林各月蒸散量始終大于刺槐林，為刺槐林的1.02～1.35倍。2.2.4 土壤儲水量 兩種喬木林模擬期土壤儲水量的變化情況如圖4所示，模擬值與實測值相差較小。由于強烈的蒸發(fā)蒸騰作用，兩種喬木林6—8月土壤儲水量除受降雨影響表現(xiàn)出短時間波動外，整體呈下降趨勢。2011年和2013年兩種喬木林的土壤儲水量在水分消耗較少的9月份，受豐富降水的補給作用，土壤水分虧損狀態(tài)得到改善。2012年由于降水量較少，水分支出項大于收入項，導致該年模擬期最終儲水量小于初始儲水量。

受水分支出項差異的影響，刺槐林土壤儲水量始終大于側(cè)柏林，且同一林地年際間土壤儲水量也有較為明顯的差異。

圖3 兩種喬木林葉面積指數(shù)

圖4 兩種喬木林土壤儲水量

2.3 水量平衡分析

兩種喬木林模擬期水量平衡分析結(jié)果見表3。側(cè)柏林2011年，2012年，2013年支出項占收入項的比例分別為93.3%，119.5%和96.6%，刺槐林這一比例分別為85%，105.6%和85.4%。在各支出項中，側(cè)柏林2011—2013年冠層截留，地表徑流，蒸散量占水分收入項的百分比平均值分別為7.7%，2.0%和92.0%，刺槐林2011—2013年冠層截留，地表徑流，蒸散量占水分收入項的百分比平均值分別為6.7%，1.9%和82.3%。

對兩種喬木林水平衡中主要支出項蒸散量的年際間差異進行分析時發(fā)現(xiàn)，2013年蒸散量最高，這是由于該年植物生長季降雨量占全年降雨量的90.8%，大于2011年豐水年(76.0%)和2012年枯水年(81.2%)。側(cè)柏林2011年，2012年，2013年蒸散量分別為408.7，423和462.5mm，分別占同期降水量的83.4%，108.4%和87.9%；刺槐林2011年，2012年，2013年蒸散量分別為371.8，375.2，410.8mm，分別占同期降水量的75.9%，96.2%和78.1%。上述結(jié)果與楊新民等[18]、韓磊等[20]在黃土區(qū)測定刺槐林、側(cè)柏林的蒸散量近似。

注：模擬時期均為5月12日—10月31日

3 結(jié) 論

利用定位試驗資料和Hydrus-1D模型研究了黃土高塬溝壑區(qū)兩種喬木林的土壤水分平衡狀況，結(jié)果表明在利用2011年實測資料反求土壤水力參數(shù)及利用2013年實測資料對反求得到的水力學參數(shù)進行驗證的過程中，土壤含水量模擬值與實測值偏差很小，模擬的RMSE均在0.018～0.029cm3/cm3之間，模擬精度較高。

對比兩種喬木林水量平衡各分量，發(fā)現(xiàn)蒸散量在水分支出項中占主導作用，因而在蒸騰蒸發(fā)作用強烈的6—8月，除降雨量被完全消耗外，部分土壤前期儲水也被消耗，導致該時期土壤儲水量下降，這一現(xiàn)象在9月份豐富的降水條件下得到補償。受水量平衡各項差異性的影響，刺槐林生長季儲水量始終大于側(cè)柏林。由于人工林普遍存在生物利用型土壤干層，水分虧缺限制其生長，因此刺槐較側(cè)柏更適宜在該地區(qū)生長。

[1] 楊文治,馬玉璽.黃土高原地區(qū)造林土壤水分生態(tài)分區(qū)研究[J].水土保持學報,1994,8(1):1-9.

[2] 楊文治.黃土高原土壤水分狀況分區(qū)(試擬)與造林問題[J].水土保持通報,1981,1(2):13-19.

[3] 蘇嫄,焦菊英,馬祥華.黃土丘陵溝壑區(qū)主要群落地上生物量季節(jié)變化及其與土壤水分的關系[J].水土保持研究,2012,19(6):7-12.

[4] 黃明斌,楊新民,李玉山.黃土高原生物利用型土壤干層的水文生態(tài)效應研究[J].中國生態(tài)農(nóng)業(yè)學報,2003,11(3)：113-116.

[5] 王力,邵明安,侯慶春.黃土高原土壤干層初步研究[J].西北農(nóng)林科技大學學報：自然科學版,2001,29(4)：34-38.

[6] 楊文治,田均良.黃土高原土壤干燥化問題探源[J].土壤學報,2004,41(1)：1-6.

[7] 王韶唐.植物的水分利用效率和旱地農(nóng)業(yè)生產(chǎn)[J].干旱地區(qū)農(nóng)業(yè)研究,1987(2):67-80.

[8] 韓蕊蓮,梁宗鎖,侯慶春,等.黃土高原適生樹種苗木的耗水特性[J].應用生態(tài)學報,1994,5(2):210-213.

[9] 郭忠升,邵明安.半干旱區(qū)人工林草地土壤旱化與土壤水分植被承載力[J].生態(tài)學報,2003,23(8):1640-1647.

[10] 潘占兵,張龍,楊瑞,等.黃土高原土壤旱化研究綜述[J].水土保持研究,2012,19(6):210-215.

[11]VanGenuchtenMT.Aclosed-formequationforpredictingthehydraulicconductivityofunsaturatedsoils[J].SoilScienceSocietyofAmericaJournal,1980,44(5):892-898.

[12]FeddesRA,KowalikPJ,ZaradnyH.Simulationoffieldwateruseandcropyield[M].CentreforAgriculturalPublishingandDocumentation,1978.

[13]WhiteMA,ThorntonPE,RunningSW,etal.ParameterizationandsensitivityanalysisoftheBIOME-BGCterrestrialecosystemmodel:netprimaryproductioncontrols[J].EarthInteractions,2000,4(3): 1-85.

[14] 王進鑫,王迪海,劉廣全.刺槐和側(cè)柏人工林有效根系密度分布規(guī)律研究[J].西北植物學報,2005,24(13):2208-2214.

[15]HuangM,LeeBarbourS,ElshorbagyA,etal.Wateravailabilityandforestgrowthincoarse-texturedsoils[J].CanadianJournalofSoilScience,2011,91(2):199-210.

[16] 佘冬立,邵明安,俞雙恩.黃土高原典型植被覆蓋下SPAC系統(tǒng)水量平衡模擬[J].農(nóng)業(yè)機械學報,2011,42(5):73-78.

[17] 成向榮,黃明斌,邵明安,等.黃土高原農(nóng)牧交錯帶人工喬灌木林冠截留[J].生態(tài)學雜志,2009,28(7):1213-1217.

[18] 楊新民,楊文治.黃土丘陵區(qū)人工林地土壤水分平衡初探[J].林業(yè)科學,1989,25(6):549-553.

[19] 王治國.山西省生態(tài)用水態(tài)勢及其可持續(xù)性評價研究[D].北京：北京林業(yè)大學,2007.

[20] 韓磊.黃土半干旱區(qū)主要造林樹種蒸騰耗水及冠層蒸騰模擬研究[D].北京：北京林業(yè)大學,2011.

Simulations of Soil Water Balance in Two Arbor Forests Grown in Gully Region of the Loess Plateau

ZHANG Luodan1,2, ZHANG Yu1,2, HUANG Mingbin2, ZHU Yuanjun2

(1.CollegeofNaturalResourcesandEnvironment,NorthwestA&FUniversity,Yangling,Shaanxi712100,China；2.StateKeyLaboratoryofSoilErosionandDrylandFarmingontheLoessPlateau,InstituteofSoilandWaterConservation,NorthwestA&FUniversity,Yangling,Shaanxi712100,China)

In order to investigate the differences in water consumption of two arbor forests grown in the gully region of the Loess Plateau, Hydrus-1 D model coupling the long-term experimental data was used to simulate the dynamics of soil water and soil water balance components in the sites grownPlatyclatusorientalisandRobiniapseudoacacia. With the calibrated and validated hydraulic parameters, the Hydrus-1 D could be used to simulate soil water dynamics in two arbor forests. The root mean square errores between the simulated and measured water contents ranged from 0.018 cm3/cm3to 0.029 cm3/cm3, while the mean absolute relative errores varied from 9.8% to 12.5%. The components of soil water balance were impacted by climatic conditions and tree species. Evapotranspiration was the largest one among all components of soil water balance, which varied from 83.4% to 108.4% of total precipitation forPlatyclatusoriental, and from 75.9% to 96.2% of total precipitation forRobiniapseudoacacia. With regard to the two trees,Robiniapseudoacaciahad the larger soil water storage thanPlatyclatusorientalisduring the study period from 2011 to 2013.

Hydrus-1 D;Platyclatusorientalis;Robiniapseudoacacia; soil water; water balance

2014-05-13

2014-06-06

國家自然科學基金重大項目(41390463);國家自然科學基金(41171186)

張洛丹(1988—),女,河南洛陽人,碩士研究生,主要從事土壤物理研究。E-mail:luodanzhang1209@126.com

黃明斌(1968—),男,湖北鐘祥人,研究員,博士生導師,主要從事生態(tài)水文和土壤物理研究。E-mail:hmbd@nwsuaf.edu.cn

S152.7

1005-3409(2015)02-0026-06