黃土丘陵區不同土地利用方式下土壤水分變化特征

馬婧怡,賈寧鳳,*,程 曼

1 山西大學黃土高原研究所,太原 030006 2 山西省農業科學院農業環境與資源研究所,太原 030006

土壤水分是土壤、植被、大氣相互聯系的關鍵因子,是土壤系統中物質和能量循環的重要載體,對土壤的特性、植被生長狀況及其分布格局以及地域生態系統有著重要的影響[1]。黃土丘陵區屬于干旱半干旱地區,降水資源緊缺,植被稀疏,水土流失嚴重,區域植被恢復困難[2]。目前,隨著大規模植被恢復的不斷推進,黃土丘陵區形成了喬木、灌木、草地等,由于晉西北黃土丘陵區氣候寒冷、干旱、多風沙、立地條件較差,經旱、寒氣候等條件的自然選擇,天然林極為稀少。目前,主要的人工栽培樹種主要有小葉楊林、華北落葉松、油松、樟子松、新疆楊、旱柳、各類雜交楊、杏、蘋果、海棠果、沙棘和檸條灌木林錦雞兒等[3]。然而,大片“小老頭”樹等情況的出現,說明人工植被在生態恢復的進程中可能存在一些問題。人工植被的恢復導致土壤水分的過度干旱,造成土壤干燥化,降雨、土壤、地形、植被和不同土地利用方式等均對土壤水分產生重要影響,同時也影響地表蒸發、地表徑流和植被蒸騰等[4]。通過了解土壤水分狀況,掌握不同土地利用方式下土壤水分動態及水分利用效率,對于改善黃土丘陵區的生態環境有著極為重要的意義。

近年來,黃土丘陵區的土壤水分問題越來越受到研究者的關注。王艷萍等對黃土塬區的典型地區長武塬區不同土地利用方式下0—600 cm剖面土壤水分分布特征進行了研究,并分析了不同土地利用方式下土壤水分的補充深度與消耗深度[5];莫保儒等對半干旱黃土區成熟檸條林地不同坡向土壤水分分布特征進行了分析,研究了剖面土壤水分變異、動態平衡及其影響因素[2];劉春利等在研究黃土高原六道溝流域的土壤水分時,采用地統計學中交互相關系數的方法,分析了不同土地利用方式下不同水分時期土壤剖面飽和導水率和水分含量的交互相關性,并建立土壤水分特征曲線[6];白一茹等也在對黃土高原水蝕風蝕交錯帶不同土地利用方式下坡面土壤水分特征進行研究,并采用土壤水分特征曲線擬合的方法,結果表明苜蓿地的土壤持水能力大,杏樹次之,谷子地較弱[7];張北贏等采用灰色關聯度分析法,研究了黃土丘陵區梯田、白羊草、刺槐、沙棘等不同土地利用方式下各層土壤水分的狀況以及各月動態變化[8];王國梁等針對黃土丘陵區安寨縣紙坊溝流域不同土地利用方式下的土壤含水率,分析了坡度、土壤穩定入滲速率、作物蒸騰耗水量、生物量等影響因子[9];高鵬等采用雙環法和人工降雨法,研究了黃土丘陵區不同土地利用方式下土壤水分入滲規律[10];程立平等對黃土塬區不同土地利用方式下0—20 m剖面質地和持水特性進行了研究,并分析了土壤剖面水分分布特征及其與土壤質地的關系[11];夏江寶等總結了影響土壤入滲的外界條件,表明林分和土地利用方式均為影響土壤入滲的重要因子,其中灌木林提高土壤入滲的能力最強,其次是刺槐林和油松林,而土地利用方式通過影響土壤孔隙度等物理性質來影響土壤入滲能力[12];賈寧鳳等基于AnnAGNPS模型對黃土高原磚窯溝流域的土壤侵蝕定量評價中模擬了不同土地利用狀況下的土壤侵蝕量及其空間分布,為進一步研究磚窯溝流域不同土地利用方式下的土壤水分奠定了良好的基礎[13]。

目前,針對土壤水分的相關問題已做了大量研究,而將黃土丘陵區喬、灌、草結合起來研究土壤水分狀況則相對缺乏,針對黃土丘陵區典型的6種土地利用方式下土壤水分狀況的綜合研究少見報道。本研究以晉西北黃土丘陵區中的典型地區磚窯溝流域為研究區域,選取刺槐林、草地、檸條灌木林、小葉楊林、海紅林、撂荒地等6種土地利用方式作為研究對象,系統分析了集中降雨期不同土地利用方式下0—300 cm土層土壤水分變化,試圖摸清其水分活動層分布特征,以揭示不同土地利用方式下土壤水分的垂直分布特征和季節變化特征,為提高該區水資源利用率提供科學依據,為黃土丘陵區植被恢復與配置提供理論參考。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

本研究選取磚窯溝流域作為研究區域。磚窯溝流域位于山西省河曲縣中西部,西隔黃河,與陜西黃浦川相對,北與南曲溝相鄰,南與縣川河相連,地理坐標為39°11′06″N—39°13′47″N,111°12′03″E—111°19′28″E,流域面積為28.7 km2。研究區位于磚窯溝流域的沙坪鄉,海拔840—1243 m,黃土裸露,丘陵溝壑縱橫,水土流失嚴重,屬于黃土丘陵區。氣候屬于暖溫帶大陸性季風氣候,年均溫8.8℃,≥10℃積溫3360℃,無霜期140 d左右。年平均降水量447 mm,其中一半以上集中于7、8兩月,年際變率達60;年蒸發量1913.7 mm,干燥度約1.5。年平均風速1.64 m/s,年平均大風日數87.2 d,春季最為頻繁,西南風為主要風向。土壤主要為栗褐土,主要特點是：成土母質以黃土為主體,結構單一,質地較輕,通體型構型較多,結構多以屑粒、碎塊狀為主,孔隙發達,通透性好,有一定的持水能力[14]。

1.2 樣地選擇

2016年5月,基于已有研究[15],并結合對磚窯溝流域主要土地利用類型的遙感影像圖的查閱和實地調查,選取不同的林、灌、草等6塊樣地。其中,人工林有刺槐林、小葉楊林、海紅林三種,灌木有檸條灌木林,草地為當地長勢較好的荒草地,選擇20年的撂荒地作為對照,撂荒地植物種類主要有：大針茅、鐵桿蒿、百里香、賴草、茭蒿、阿爾泰狗娃花等。樣地的地理位置見圖1,樣地的基本情況見表1。

圖1 研究區地理位置及采樣點分布Fig.1 The map of study area and sampling sites

樣地類型Sample plots海拔Elevation/m坡度Gradient/°坡向Aspect面積Area/hm2林齡Forest age/a樹高Tree height/m胸徑DBH/cm林分Tree density/(株/hm2)蓋度Coverage/%刺槐林 Robinia pseudoacacia L.110745°陽坡0.21961531090040草地grassland11064°半陽坡0.1084—0.15——90檸條灌木林 Caragana korshinskii Kom.10762°陽坡3.1725161.13200075小葉楊林 Populus simonii Carr.105570°半陰坡0.39812068110060海紅林Malus micromalus Makin99830°半陽坡0.15771831860050撂荒地abandoned land110615°半陽坡0.1503200.4——80

1.3 試驗設計

于2016年6月、7月、8月、9月、11月的下旬分別測定各樣地的土壤含水量。每塊樣地隨機取樣,3次重復,用內徑5 cm的土鉆以20 cm為間隔取0—300 cm土層的土壤樣品,將各層土壤樣品裝入鋁盒中,帶回實驗室,采用烘干法,在105—108 ℃下烘烤8 h至恒重,測定各土壤樣品的含水量,每層土壤含水量取其算術平均值。采用環刀法測定0—100 cm土層的容重,以20 cm為間隔,3次重復,取平均值。100 cm以下土層的容重參照80—100 cm土層的容重[16]。另外,期間利用雨量筒計測定降水量。2016年降水量為471 mm,屬正常年。2016年6月—11月研究期間,降水主要集中在7—8月,并在7月出現峰值,降水量為118 mm,占全年降水量的25.05%。

1.4 數據處理

土壤質量含水量和貯水量的計算公式分別為公式1和公式2,

土壤質量含水量(%)=(W2-W3)/(W3-W1)×100

(1)

式中,W1為干燥鋁盒的重量(g),W2為濕土加鋁盒的重量(g),W3為烘干土加鋁盒的重量(g)。

WC=θm×ρ×h×10

(2)

式中,WC為土壤貯水量(mm),θm為土壤質量含水量,ρ為土壤體積質量(g/cm3),h為土層深度(cm)。

文中所有數據利用Microsoft Excel、SPSS 17.0和Origin 2017統計分析軟件對試驗數據進行統計分析與作圖,應用標準差法研究季節變異特征。

2 結果與分析

2.1 不同土地利用方式下土壤水分的垂直剖面分布特征

圖2、表2分別顯示6種土地利用方式分別在6月、7月、8月、9月、11月垂直剖面的土壤含水量分布特征和標準差。總體來看,不同土地利用方式之間土壤水分剖面具有共同的特征,即土壤含水量隨深度的變化,自上而下呈“S”狀分布,隨著深度的增加,土壤含水量呈現先增加后減少的趨勢,且在0—100 cm土層土壤含水量隨深度的變化劇烈,越到深層,土壤含水量隨土壤深度的變化明顯減弱。其中,刺槐林各月份土壤含水量變化趨勢基本一致,0—120 cm土層各月份土壤含水量變化較大,并且在垂直方向上,土壤水分先隨著土壤深度的增加而遞增,后隨著土壤深度的增加而快速遞減,在120—300 cm土層達到穩定狀態。草地0—300 cm 土層各月份土壤含水量變化趨勢基本一致,且在剖面上部土壤含水量隨時間變化劇烈,下部含水量隨時間變化較小,土壤剖面自上而下呈典型的“S”分布,在0—140 cm土層范圍內,土壤含水量呈現先增加后減少的趨勢,在140—300 cm土層土壤含水量呈緩慢上升而又緩慢降低的趨勢,在300 cm土層達到最低值。檸條灌木林各月份土壤含水量均低于其他樣地,在0—140 cm土層土壤含水量較高且隨著土層加深而快速降低,至140 cm土層達到穩定狀態,140—300 cm土層土壤含水量基本穩定在2.1%左右,其中,9月份土壤含水量處于較低值,11月土壤含水量較高。小葉楊林從總體來看,土壤含水量均較高,其中0—140 cm土層各月份土壤含水量變化較大,存在明顯差異,140—300 cm土層土壤含水量達到穩定狀態,在300 cm土層附近土壤含水量略有升高的趨勢。海紅林各月土壤含水量均高于其他土地利用方式,且各月土壤含水量的垂直變化特征較一致,在0—60 cm土層土壤含水量隨著深度的增大而增大,土壤含水量最大值出現在60 cm土層處,在60—180 cm土層土壤含水量隨著土層深度的加深而快速遞減。作為對照樣地的撂荒地,在0—140 cm土層土壤含水量隨著深度的增加而遞減,在140—300 cm土層土壤含水量穩定在4.5%左右。

圖2 監測期土壤含水量剖面變化Fig.2 The sectional change characteristics of soil water content in monitoring period

2.2 不同土地利用方式土壤水分活動層分布

根據標準差(SD)判別法：即SD>1.5%、1%1.5%,不同的土地利用方式下土壤活躍層深度范圍不同。從表3可知,草地、小葉楊林、撂荒地的活躍層較深,均在0—100 cm土層;刺槐林樣地的活躍層在0—60 cm土層,檸條灌木林的活躍層在0—80 cm土層,海紅林的活躍層在0—60 cm土層。活躍層以下的黃土剖面,土壤水分變化較活躍層緩慢,SD值在1%—1.5%之間,該層為次活躍層。通過表3,可以看出刺槐林、草地、檸條灌木林、小葉楊林這4種土地利用方式的次活躍層的厚度均為20 cm,僅海紅林樣地的次活躍層厚度為60 cm,深度同草地、小葉楊林一樣達120 cm;撂荒地在此次劃分中并沒有次活躍層。在次活躍層以下的黃土剖面,SD值<1%,土壤含水量變化很小,基本維持穩定,因此稱之為相對穩定層。6種土地利用方式下的土壤穩定層,其深度范圍均較大,刺槐林的土壤相對穩定層深度范圍最大,在80—300 cm土層范圍內,檸條灌木林、撂荒地的土壤相對穩定層均在100—300 cm土層,草地、小葉楊林、海紅林的土壤相對穩定層在120—300 cm土層。

2.3 不同土地利用方式下土壤水分的季節變化特征

如圖3所示,在2016年6—9月、11月對研究區刺槐林、草地、檸條灌木林、小葉楊林、海紅林、撂荒地0—300 cm土層土壤水分的監測表明,刺槐林、草地、檸條灌木林、小葉楊林、海紅林、撂荒地6種土地利用方式總的土壤貯水量由大到小依次為海紅林>小葉楊林>撂荒地>草地>刺槐林>檸條灌木林。總體來看,6種土地利用方式的土壤貯水量具有明顯的季節變化特征,并且在11月達到最大值。其中,6月,海紅林的土壤貯水量最高,為258.21 mm;7月,小葉楊林的土壤貯水量最高,為275.52 mm;8月,小葉楊林的土壤貯水量仍居最高,為273.92 mm;9月,海紅林的土壤貯水量最高,為278.57 mm;11月,小葉楊林的土壤貯水量最高,為316.58 mm。在觀測期內,刺槐林樣地的土壤貯水量變化較穩定,最高值出現在8月,最低值出現在6月,9月有所下降,11月又一次上升;草地的土壤貯水量最高值出現在11月,最低值出現在6月,8月較7月有所下降,9月下降至谷底,11月上升到最高值;檸條灌木林的土壤貯水量在6種土地利用方式中最低的,最高值出現在11月,最低值出現在6月,從7月開始至9月穩定減少,在11月達到最高值;小葉楊林的土壤貯水量最高,最高值在11月,最低值在6月,從7月到8月緩慢下降,到9月迅速下降至谷底,11月土壤貯水量迅速上升至最高值,且在11月為6種土地利用類型中的最高值;海紅林的土壤貯水量在觀測期內的變化較為穩定,基本為上升的趨勢,7月為最低值,在11月達到最高值;撂荒地的土壤貯水量也較為穩定,在11月達到最高值,6月為最低值,6月到8月一直為增長狀態,9月略微有所下降,但在11月迅速上升為最高值。由圖3可知,研究區的降雨量在7、8月達到一年中的高峰,7月最高,8月—9月依次下降,10月雨量突然升高,達到小高峰。總體來看,6種土地利用方式0—300 cm土層總的土壤貯水量表現出明顯的季節變化特征,分別在8月、11月兩次達到小高峰。

表2 監測期(6—11月)不同土地利用方式下土壤含水量標準差

表3 樣地剖面土壤水分活動層范圍(標準差(SD))

圖3 監測期不同土地利用方式土壤貯水量與降水量變化 Fig.3 The variation of soil water storage in different land-use types and precipitation

2.4 不同土地利用方式下土壤水分季節變異程度的分層特征

不同土地利用方式下各土層的土壤含水量季節變異系數見圖4。由圖4可知,6種土地利用方式下各土層的土壤含水量具有明顯的季節變化特征。總體來看,不同土地利用方式的土壤含水量的變異系數均隨著深度的增加呈現出逐級遞減的趨勢,在土壤深層季節變異趨于穩定。刺槐林在0—20 cm表層變異系數(CV)值最大,在0—140 cm土層持續降低,160 cm土層處開始上升,在160 cm—300 cm土層范圍內穩定在較低水平;草地的土壤表層同樣具有最大CV值,土壤水分季節變異系數最大,在0—160 cm土層CV值持續降低,160—300 cm土層CV值略有上升,在土壤深層基本維持穩定,土壤水分季節變異程度較低。檸條灌木林淺層與深層的土壤水分變異程度差異較大,同樣,變異程度最大的仍出現在土壤表層,最低值在土壤深層,在0—120 cm土層土壤水分季節變異系數急劇下降,在120 cm土層達到最低值,120—300 cm土層土壤水分變異系數基本穩定在最低值,土壤水分基本不受季節變化的影響,且深層土壤含水量極少,穩定在2.5%左右。小葉楊林各測層的土壤含水量均較高,與其他土地利用方式不同的是,土壤水分季節變異系數最大值出現在80 cm土層處,從總體來看,土壤淺層仍是季節變異程度較大的土層,在140—300 cm土層范圍內,土壤水分季節變異系數穩定在最低值左右。海紅林的各土壤層的土壤水分含量較高,土壤水分季節變異系數最大值同樣出現在0—20 cm土壤表層,土壤淺層季節變異程度大,土壤深層變異程度小,維持穩定,與其他土地利用方式不同的是,海紅林在40—120 cm土層范圍內的土壤水分季節變異系數基本一致且始終保持在較高值,在土壤深層變異系數降低,穩定在較低值。撂荒地土壤水分條件較好,含水量較高,土壤水分季節變異系數在土壤淺層具有較高值,在土壤深層穩定在較低值。

圖4 不同土地利用方式下不同土壤深度的土壤水分季節變異程度Fig.4 The seasonal variation of soil water content under different soil layers of different land-use types

3 討論

3.1 不同土地利用方式下土壤水分的垂直剖面分布特征

黃土丘陵區土層深厚,不同土地利用方式下土壤水分循環是比較單純的降雨入滲、地表蒸發和植物蒸騰的過程,反應在剖面上的土壤水分變異和動態表現出一定的層次性和差異性[18]。研究區內6種土地利用方式的土壤含水量,隨著深度的增加,呈先增加再減少的趨勢,且在0—100 cm土層土壤含水量隨深度的變化劇烈,越到深層,土壤含水量隨土壤深度的變化明顯減弱。這與以往的研究結果基本一致。肖列等在研究黃土丘陵區不同土地利用方式對土壤水分及地上生物量的影響中同樣表明,由于降雨的作用,天然草地、沙棘、檸條灌木林、蘋果園、刺槐林等10種土地利用方式在0—100 cm土層的土壤含水量高,且土壤水分變異較大;100 cm以下的土壤含水量相對穩定[16]。馬驥等在研究六盤山地區不同林地土壤水分動態變化特征初探中也得出,不同林地土壤含水量在垂直剖面上的變化趨勢相似,不同林地的土壤含水量隨土壤深度的增加,基本具有先增加后緩慢減少的特征[19]。這主要是由于0—100 cm土體中土壤水分含量受降水的影響較大,土壤孔隙多,土壤干濕變化劇烈,越到土壤深層,土壤結構越緊實,土壤入滲能力下降,導致深層土壤水分維持穩定狀態。可見,6種土地利用方式的土壤含水量隨深度的變化自上而下均呈“S”狀分布,且隨著土壤深度的增加土壤含水量先增加后減少。

土壤水分受降水、植被根系吸收水分的深度范圍等因素的影響,形成不同的土壤水分活動層。本文中各土地利用方式下土壤水分活躍層分布在0—100 cm左右,這主要是因為黃土剖面上層的土壤處于水分補充和消耗的交替過程中,受降水和蒸發的影響較大,土壤含水量變化劇烈;隨著土壤深度的增加,土壤水分狀況則主要與植被利用類型有關。刺槐林、檸條灌木林和海紅林的根系發達,隨著林齡的增加,根系加深,根系生物量逐漸增加,根系吸水量增加,使得剖面土壤水分下降;而草地、撂荒地相對穩定層的形成是由于植被根系分布較淺,對深層土壤水分利用有限。梁一民等在研究黃土高原人工林草地土壤水分垂直變化特征中,根據林木根系吸收利用程度將土壤層劃分為微弱利用層(0—20 cm)、利用層(20—160 cm)、調節層(160—300 cm)和微弱調節層(300—350 cm)4個層次[20]。利用層和調節層分別與本研究中土壤活躍層和穩定層基本一致。另外,黃土丘陵區地下水埋藏較深,易造成深層土壤水分虧缺的狀態,形成穩定的土壤干層,導致在100 cm左右就開始形成土壤水分相對穩定層。以上分析表明,降水、植被根系分布格局、生理生態特征等因素對土壤水分活動層產生不同程度的影響。降水主要影響土壤活躍層,隨著深度的增加,植被根系分布空間格局對土壤水分的影響程度變大,土壤水分逐漸穩定,形成土壤相對穩定層。

3.2 不同土地利用方式下土壤水分的季節變化特征

由于降水的季節變異性,不同土地利用方式下土壤水分具有典型的季節變化特征,土壤水分除了與降水量有關,還與植被在不同生育期內的耗水特點、土壤蒸發等因素有關。這是植物生長規律與當地氣候特點共同作用的結果[21]。本研究中,6種土地利用方式土壤貯水量均具有明顯的季節變化特征,土壤貯水量在6月最低,7—8月土壤貯水量較6月有所上升,9月略有降低,11月達到觀測期最高,土壤貯水量的季節變化趨勢與降水的季節性協同。這與以往的研究基本一致。程立平等對陜西長武塬區0—15 m黃土剖面土壤水分的研究表明裸地、苜蓿地和蘋果林地土壤干濕交替層的土壤貯水量因受降雨因素的影響較大,均具有相似的季節變化,而高產農田土壤貯水量的變化與作物類型有關系[22];王艷萍在研究黃土塬區不同土地利用方式下土壤水分特征中也表明,土壤貯水量的季節變異與該地季節性降水的變化趨勢一致[5]。這主要是由于6月,植被逐漸開始進入生長季,所需水量日漸增加,氣溫回升,土壤蒸發旺盛,加之雨季未到,不能及時補充土壤蒸發等因素造成的土壤水分消耗;7—8月,植被進入生長旺季,氣溫升高,植被蒸騰和土壤蒸發強度也隨之增加,盡管此階段進入雨季,降水量增多,但土壤水分蒸散量和植被蒸騰量較大,因此,土壤貯水量較6月有所上升,但未達到觀測期內最大值。9月,氣溫逐漸降低,土壤蒸發明顯減弱,且植被進入生殖生長期末,耗水減少,加上雨季逐漸減退,降水量日漸減少,因此,9月之后,各土地利用方式的土壤貯水量呈增長的趨勢。以上分析表明,6種土地利用方式在0—300 cm土層的土壤貯水量具有明顯的季節變化特征,隨時間的變化呈增長趨勢。除此之外,本文研究發現各種土地利用方式的土壤貯水量的季節性變化在時間上滯后于降水量,這可能是由于土壤水分輸送的距離較長,從而導致土壤水分的輸送具有明顯的滯后效應[23]。因此,土壤貯水量的季節性變化在時間上滯后于降水量。

3.3 不同土地利用方式下土壤水分季節變異程度的分層特征

本研究表明,6種土地利用方式下土壤水分季節變異曲線的整體趨勢基本一致,均表現出土壤淺層高,土壤深層低,變異系數隨著深度的增加呈現出逐級遞減且穩定的趨勢。這與以往黃土區域的研究結果基本一致,馬驥等發現六盤山地區不同林地土壤含水量變異系數隨著土壤深度增加呈現減小趨勢,且人工林地在80 cm以下受環境等因素影響減弱,趨于穩定狀態[19];肖列等研究結果表明檸條、蘋果、刺槐、玉米等不同土地利用方式下0—100 cm土層的土壤水分變化活躍,100 cm以下土層土壤含水量隨土層深度增加趨于穩定[16]。本研究區屬于黃土丘陵區干旱半干旱區,具備典型的季風氣候,干濕季明顯,夏季降水多,蒸發旺盛,冬季降水少,蒸發減弱,淺層土壤水分含量受降水與氣溫的影響較大,越到土壤深層,土壤水分受降水等外部條件的影響越弱,季節變異越趨于穩定。此外,本研究還發現,小葉楊林的季節變異系數在土壤淺層出現相反的規律,即在0—80 cm土層范圍內,表現出土壤水分季節變異系數隨深度的增加而增加,這可能是因為研究區小葉楊林坡度較大,淺層土壤水分受坡度因素的擾動強烈,即使在雨季也難以長期儲存水分。劉海隆等在對貴州巖溶區的土壤水分研究中得出,受坡度因素的影響,土壤水分變化差異極顯著,受植物吸收和蒸發的影響,土地利用方式之間的土壤水分變化不一定都顯著,這說明在黃土丘陵區也可能同樣存在多因素綜合作用的規律[24];因此,在后續研究中應補充和完善土壤坡度、坡向等立地條件下土壤水分分布特征的相關研究。

4 結論

(1)不同土地利用方式的土壤含水量具有典型的垂直剖面特征,隨深度的變化土壤含水量先增加后減少,自上而下呈“S”狀分布,在0—100 cm土層土壤含水量隨深度的變化劇烈,越到深層,土壤含水量隨土壤深度的變化明顯減弱。不同土地利用方式下土壤水分的活躍層、次活躍層、穩定層的深度范圍有別。受不同植被利用的影響,穩定層具有顯著差異,喬灌林都消耗更多深層的土壤水分。

(2)不種土地利用方式的土壤貯水量具有明顯的季節變異特征,隨時間的變化呈增長趨勢,在11月達到最大值,土壤貯水量由大到小依次為海紅林>小葉楊林>撂荒地>草地>刺槐林>檸條灌木林,土壤貯水量隨時間的變化趨勢與降水隨時間的變化趨勢一致,但在時間上滯后于降水量。土壤水分季節變異系數曲線在100 cm土層左右出現明顯的拐點,不同土地利用方式的土壤含水量的變異系數均隨著深度的增加呈現出逐級遞減的趨勢,在土壤深層季節變異程度趨于穩定。

致謝：野外采樣工作在山西省河曲縣沙坪鄉政府的支持下完成,特此致謝。

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