晉西黃土區蘋果園生長季土壤水分動態

馮金超, 黨宏忠, 王檬檬, 田大栓, 姚 源, 卻曉娥, 吳麗麗

(1.中國林業科學研究院 荒漠化研究所, 北京 100091; 2.內蒙古農業大學 沙漠治理學院,呼和浩特 010010; 3.中國科學院 地理科學與資源研究所, 北京 100101; 4.寧夏枸杞產業發展中心,銀川 750001)

土壤水分是陸地水資源的一個重要組成部分，尤其在干旱半干旱區域，如國內黃土高原地區，地下水埋深在距離地表30—100 m的土層中，無法參與土壤水分循環[1]，是制約植物生長的關鍵性因子，顯得尤為重要。20世紀末，得益于退耕還林政策，超過兩千萬hm2的耕地被恢復林地，旨在恢復生態系統的歷史環境條件[2-5]。隨著經濟的發展，單純的人工林已無法滿足當地的經濟需求，在加強水土保持林建設的同時，營造經濟林成為了提高當地收入的必然選擇[6]。黃土丘陵溝壑區地處中國西北部，是典型的旱作農耕區，也是我國重要的特色果品生產基地。因其高海拔，較大的晝夜溫差以及充足的光照有利于蘋果糖分積累和果實著色；同時，降雨量相對較低，氣候干燥，病蟲害小，環境污染較輕；黃綿土土層深厚疏松，土壤通透性強，適宜于蘋果樹的生長。因此，該區域20世紀80年代開始種植蘋果樹，90年代蘋果種植面積迅速增加，目前已成為全國優質蘋果的主要生產區之一[7]。該地區80%的山地果園都是旱地雨養果園，水是作物增產的主要限制因子[8-9]。該區水資源極缺，年降雨量小，且年內分布不均。由于不合理的人工植被配置等因素，導致該地區土壤干層現象嚴重[10]。廣泛發育的土壤干層加劇了土壤退化，降低了植被生產力，阻斷了土壤水分的入滲，使土壤水庫的調節作用減弱，改變了該地區的生態水文進程[11-14]。研究表明，黃土塬區存在高齡果園深層干化的現象，影響深度可達10 m 甚至更深[15]。目前，在黃土高原，關于植被與土壤水分的關系，眾多學者已經對天然植被和人工植被在不同尺度、地形和土地利用方式等方面開展了大量工作[8-14]，而對于經濟林水分動態研究，仍有待于進一步加強。因此，本研究在2017年生長季(4—10月)，對晉西黃土丘陵溝壑區蘋果園土壤水分進行連續定位觀測，揭示土壤含水量的動態規律及對降雨的響應，有利于對黃土塬區蘋果園的可持續發展提供科學依據以及確定合理的人工干預方式。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究地點位于山西省吉縣雷家莊，地理位置為110°35′E，36°04′，屬于黃土高原殘塬丘陵溝壑區，平均海拔1 100 m。氣候為暖溫帶大陸性半干旱氣候，多年平均降水量為522.8 mm，2017年為欠水年。降水年內分布不均，主要集中在6—9月，約占全年降水量的70%，最大年降雨量828.9 mm(1956年)，最小年降雨量277.7 mm(1997年)。年平均氣溫10 ℃，超過10 ℃的年均積溫3 357.9℃，無霜期平均172 d。研究樣地果園土壤為黃土，黃土母質呈微堿性，pH值在8.4左右。果園面積3 300 m2，果樹為17 a齡紅富士，栽植密度4 m×6 m。

1.2 研究方法

試驗選擇山西吉縣有代表性的東城鄉雷家莊村果園作為研究樣地，樣地內土壤質地均一，無黏土層、母質層等相對不透水層。試驗以17齡蘋果樹果園土壤為研究對象，并于2017年6月在樣地表層用環刀(100 cm3)取原狀土，每個層次取3個重復，用以測定土壤田間持水量。土壤田間持水量測定采用威爾科克斯(Wilcox)法也稱環刀法，方法如下：

用環刀在樣地上采取原狀土，同時在同一土層上取些散狀土，帶回室內。將原狀土放入水中，有孔蓋的一端向下，且水不沒環刀頂，浸一晝夜。散狀土風干后通過孔徑為1 mm的土篩，裝入環刀。然后打開裝有濕土的環刀的有孔蓋子，連同濾紙一起放在盛風干土的環刀上。經過8 h吸水后，從環刀中取15～20克原狀土土樣，用稱重烘干法，測定其含水量。三次重復，求平均值，即為該層的田間持水量W，其計算公式為：

W=(Ww-Wd)Wd×100%

式中：Ww為濕土重;Wd為干土重。

同時，在距表層50，100，150，200，250，300 cm處各安裝1個ECH2O土壤水分探頭，長期動態監測土壤體積含水量。數據線外套有塑料軟管，以防止動物啃噬影響數據獲取。水分監測系統于2017年3月初布設，經過1個月的試運行，消除采集系統安裝過程中對土壤的擾動后，開始進行正式數據采集。數據采集時間從蘋果樹開始生長到果實采摘為止(2017年4月—10月底)，土壤水分數據采用EM50數據采集器采集，采集間隔為1 h。土壤氣象要素的監測均采用SQ2020數采器采集數據，采集間隔為2 min。

1.3 數據分析

式中：j為監測時間；k=50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm和300 cm。

土層k在監測期內土壤體積含水量的標準差(s)計算公式如下：

同時，我們引入了變異系數CV(標注差與平均值的比例)，公式為：

2 結果與分析

2.1 研究區降水特征

降雨量是黃土區土壤水分年際變化的主要影響因子，在枯水年土壤水分變異較大，在豐水年土壤水分變異程度變低[16]。研究區2017年4月27日至11月1日總降雨量317.4 mm(圖1)，24 h降雨量≤5 mm 43次，共降雨36.8 mm，占試驗期總降雨量的11.6%；24 h 5—10 mm 的事件11次，共降雨77.6 mm，占試驗期總降雨量的24.4%；24 h 降雨量≥10 mm 的事件13次，共降雨203 mm，占試驗期總降雨量的64.0%。試驗期間，最大日降雨量為22.4 mm，最大一次降雨事件的累積降雨量為59.4 mm，出現在7月末。7月、8月份作為降雨最多的季節，其降雨特征見表1。其中，出現降雨的天數為19 d，最大日降雨量出現在7月26日，達到24 mm；超過10 mm/h降雨的雨強有4次，占總時降雨時長的4.9%，介于5 mm/h到10 mm/h 之間的降雨有7次，占總時降雨時長的8.5%，小于5 mm/h的降雨為71次，占總時降雨時長的86.6%。

表1 7月、8月降雨特征

在監測時間段內，蘋果的物候期包括花期(4月底—5月中旬)，幼果期(5月中旬—6月底)，果實膨大期(7月初-8月底)，果實著色期(9月)，果實成熟期(10月)5個時期。各物候期表現出明顯的差異：最高降雨量出現在果實膨大期，即7月、8月份，達到167 mm；最低值出現在果實著色期，僅有10.8 mm；花期、幼果期、果實成熟期分別為26.6 mm，56.4 mm和56.6 mm。

圖1 觀測期降雨量與不同土層土壤體積含水量

2.2 果園土壤水分空間變異特征

果園的土壤水分容易受到土壤結構、根系分布以及降雨和蒸散發的影響，因此具有很強的空間異質性。充分把握土壤水分在垂直方向上的變異特征有助于理解土壤水分對地表植物生長和發育的調節功能以及對土壤水分儲量預測預報均具有一定積極意義[17]。50 cm 以下各層的土壤含水量表現出極顯著的相關關系(p<0.05)，表明較深層次土壤含水量主要受到臨近上層土壤含水量的影響；最上層50 cm土壤體積含水量與其相鄰的100 cm 土壤體積含水量并不存在顯著的相關性關系(p>0.05)，這可能是由于50 cm深度土壤含水量更容易受到降雨影響，波動較為劇烈所導致。

不同土壤層次土壤體積含水量的空間變異如圖1所示。在整個監測時期內，土壤體積含水量的空間變異明顯。50 cm 深度土壤平均體積含水量最高，范圍從18.92%到27.94%，平均值為22.26%，300 cm深度土壤平均體積含水量最低，范圍從8.14%到10.55%，平均值為9.55%。在整個監測時期，土壤體積含水量表現出隨著深度增加依次降低的趨勢。徐巧的研究[18]也得出，30—220 cm土層，土壤含水量隨土層深度的增加而降低，220—800 cm土層土壤含水量隨土層深度增加變化趨勢平緩，表現出比較穩定的變化過程。50 cm 以下各層的土壤含水量表現出極顯著的相關關系(p<0.05)，表明較深層次土壤含水量主要受到臨近上層土壤含水量的影響；最上層50 cm土壤體積含水量與其相鄰的100 cm 土壤體積含水量并不存在顯著的相關性關系(p>0.05)，這可能是由于50 cm深度土壤含水量更容易受到降雨影響，波動較為劇烈所導致。

同時，我們引入了CV用來描述整個時期土壤含水量的變異程度。CV越大，土壤含水量變化越劇烈，CV越小，土壤含水量越穩定[19]。根據Nielsen等的劃分標準[20]，土壤水分變異系數CV≤0.1時表示該層土壤水分變異情況為弱變異，CV介于0.1，1 之間表示變異情況為中等變異，大于1為強變異。不同層次土壤含水量在所在深度范圍內的變異系數均小于0.1，均屬于弱變異。50 cm深度的CV值最高，表明此層次水分的變異程度最高。這是由于表層土壤受降雨影響較大所導致，這與畢華興等的研究結果一致[21]，其通過地統計學研究發現，在晉西黃土區表層土壤具有較高的變異程度。

2.3 果園土壤水分時間變異特征

2017年4月27日—11月1日果園不同層次土壤體積含水量隨時間的動態變化表明，50 cm深度土壤含水量在試驗期間有4次明顯的波動，波動時間與強降雨時間相對應。100 cm 深度土壤含水量出現一次波動，而下面四層土壤含水量基本保持穩定。這表明，50 cm 深度土壤含水量是受降雨影響最強的土層，隨著土層深度的增加，降雨對土壤含水量的影響減弱；而150 cm及以下土壤含水量基本不受降雨影響(圖1)。

在整個生長季，雨養果園0～3 m 的貯水量隨著時間表現出一定的波動趨勢(圖2)?；ㄆ诮涤炅可?，缺少水分的補給，而同時氣溫回升較快，土壤的蒸發潛力較大，水分補給少而損失較多，因此土壤貯水量最低，僅有476.1 mm。幼果期降雨量增加幅度較大，相應的土壤的貯水量出現明顯的增加。果實膨大期為降雨最為豐沛的7月、8月份，貯水量達到最大值，為513.8 mm。進入果實著色期后，降雨量有明顯的減少，此時貯水量也出現了回落。果實成熟期后，溫度降低，蒸騰和蒸發作用都減小，土壤水分散失減少，而同期保持了較高的降雨量，土壤貯水量有一定程度的回升?？傮w而言，在整個生長季，0～3 m土壤貯水量表現出先增加后減少，在生長季末期又逐步增加的趨勢。

圖2 不同物候期降雨量及不同土層體積含水量

3 討 論

3.1 果園不同土層土壤含水量特征

在土壤表層，土壤含水量受到植被蒸騰和土壤蒸發的作用更容易受到影響，植被的蒸騰和土壤的蒸發能夠消耗60%的降雨。基于此原因，在干旱半干旱地區，土壤表層的土壤含水量通常較低。黃土高原有強烈的蒸發散潛力，這將導致持續的低含水量。

由于土壤表層的含水量能夠被降雨補給，表層土壤含水量往往高于深層；另一方面講，深層的土壤很難受到降雨的影響。而深層土壤的含水量受到土壤根系的影響，導致土壤含水量要低于表層。孫蕾等發現[22]，雨季過后，土壤含水量表現出上層較大，下層遠遠低于上層的趨勢，深層呈現干燥化。黃土高原的降雨事件可以粗略的分為兩類：高頻率低雨量的降雨和低頻次高雨量的降雨。前者對于土壤含水量基本沒有影響，其只能影響到表層1 cm 的土壤，因此，土壤含水量的變化主要由較大的降雨事件所引起。降雨事件越強，它所能影響到的土壤含水量的深度越深。隨著土層深度的增加，土壤含水率對降雨的響應逐層減弱，表現為滯后時間逐層延長、土壤水分增量逐層減小、土壤含水率下降速率逐層降低[6]。在半干旱的黃土高原，由于黃土層的厚度不同，土壤水分的空間分布與時間變異都是獨一無二的。李佳旸長期監測發現[23]，自然降雨很難下滲補充到200 cm以下土層。在本研究中，一個生長季的數據表明，晉西黃土丘陵殘塬溝壑區雨養果園100 cm以下土層含水量沒有明顯的變化，這說明降雨的入滲并未超過100 cm，這與曹揚等的研究結果一致[24]。我們認為，一個生長季的連續含水量監測，能夠反映深層土壤的穩定的含水量的情況，盡管有待進一步的數據驗證。

3.2 典型降雨事件對土壤體積含水量的影響

降雨是黃土高原雨養果園土壤水分的唯一來源，在黃土丘陵溝壑區，儲存于深層土壤中的水分，對于維系植物的生存具有重要意義[25]。研究表明，黃土高原地區降雨能夠滲透到100—300 cm深度的土壤中，在豐水年，甚至能達到500 cm深度。在黃土丘陵溝壑區，由于其獨特的地形條件，降雨能夠滲透到的深度一般不超過200 cm。本研究選取了四次典型的降雨事件，分析了其對土壤各層次含水量的影響(圖3)。

第一次降雨事件發生在6月4日，歷時14 h，累積降雨量22.6 mm。降雨開始前，50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm，300 cm深度的土壤體積含水量分別為23.06%，20.67%，18.36%，18.09%，10.22%，9.29%。降雨開始以后，各層土壤體積含水量均沒有顯著的變化，隨著時間的推移，最上層50 cm處的體積含水量開始逐步升高并達到最大值25.72%。以小時作為橫坐標，體積含水量作為縱坐標，其線性擬合方程為y=0.031x+22.10(R2=0.853，p<0.01)，100 cm 及以下層次土壤體積含水量基本無變化。第二次降雨事件發生在7月27日，歷時41 h，累計降雨量58.6 mm。降雨開始前，自上而下六層深度的土壤體積含水量分別為22.74%，21.30%，18.69%，17.88%，11.00%，10.13%本次降雨的歷時與降雨量都遠遠超過第一次，其土壤體積含水量的響應時間與強度均遠遠強于第一次降雨，在第46 h時，土壤體積含水量就出現明顯的拐點，然后迅速升高，達到最高值27.94%。此次降雨量也影響到100 cm 深度的土壤體積含水量，在降雨開始90 h時，此層的土壤體積含水量也出現明顯的拐點，進而達到最大值22.68%。150 cm 及以下土層體積含水量無明顯變化。隨著深度的增加，土壤含水量對降雨的響應時間變長，響應的強度減弱，這與吳胡強等的研究結果一致[14]。第三次降雨事件發生在8月27日，歷時24 h，累計降雨量16.40 mm。降雨開始前，自上而下六層深度的土壤體積含水量分別為22.27%，22.60%，19.89%，17.81%，10.59%，9.70%。此次降雨雨強弱，降雨歷時短，僅對50 cm層次土壤含水量產生影響，且存在滯后現象，在降雨開始后60 h才出現拐點。第四次降雨事件發生在10月8日，歷時40 h，累計降雨量39.20 mm。降雨開始前，自上而下六層深度的土壤體積含水量分別為20.42%，20.77%，19.54%，17.72%，10.70%，9.47%。此次降雨雨量較強，降雨歷時時間長，其對50 cm和100 cm層次土壤含水量均產生影響，且滯后時間短，兩層土壤水分對降雨的響應在降雨開始后40 h即出現拐點。

3.3 土壤干層

土壤干化現象最早發現于20世紀60年代，經調查研究表明，土壤干層普遍存在于黃土高原的各個地區[26]。土壤干層是黃土高原半干旱和半濕潤環境條件下形成的一種特殊的水文現象，是環境旱化和土壤干化的結果。林草植被過度耗水情況下，土壤含水量處于深層次虧缺狀態，接近甚至達到凋萎濕度，這種水分虧缺經過雨季降水可得到部分補償，得不到補償的土層土壤濕度長期處于一種較穩定的低水平上，進而形成土壤干層。Liu等通過兩年的連續觀測發現[27]，不同林齡的苜蓿地土壤干層出現的深度不同，表現出隨著林齡的增長深度先增加后降低的趨勢，,但干層均未在300 cm 內出現。Yan 等通過對近69篇發表的文獻(73個觀測點的1 149組觀測數據)進行分析發現[28]，耕地的土壤干層厚度最小，平均含水量最高。Li 等通過長期的定位研究發現[29]，土壤干層的發生范圍在50—260 cm左右。Zhang 等選取了由南到北860 km的樣帶[30]，結果表明，在所調查的86個地點中有66個地點出現土壤干層，沒有出現土壤干層的點主要集中在農業灌溉用地中，干層的體積土壤含水量為2.54%。李玉山認為[25]，在旱作農區也存在土壤干層,只是表現不如林草植被下的干層強烈。

對于黃土高原蘋果園干層現象，也有一些相關研究，在不同區域的蘋果園中，土壤干層現象均普遍發生，干層發生深度存在差異[31-34]。程立平和劉文兆對陜西省長武黃土塬區0～20 m土壤剖面水分分布特征進行調查與分析發現[31]，18 年蘋果園地在10 m 以上土層發生了中度和輕度為主的土壤干燥化現象。曹裕等測定并分析了陜西洛川旱塬11，15，20，25 和43 齡蘋果園地0—15 cm 土層土壤濕度[32]，結果表明：隨著樹齡增加，果園土壤濕度總體呈降低趨勢，有補灌果園土壤尚未發生干燥化，而旱作果園均發生了輕度或中度干燥化。李瑜琴研究發現[33]，2～4 m土層土壤含水量介于8%～10%之間，土壤干層會有較弱的發育。曹裕研究表明[34]，蘋果樹蒸騰耗水強烈，地面蒸發大于降水補給，在黃土丘陵區部分果園已經出現土壤干燥化現象。王延平以安塞和米脂田間持水量的50%作為果園土壤干化的標準[18]，發現兩地果園1.4 m以下土層干化嚴重。根據我們的試驗結果，在觀測期內，50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm，300 cm深度的土壤體積含水量的平均值為22.27%，21.38%，18.92%，17.94%，10.60%，9.55%，表現出自上而下依次降低的趨勢。由本試驗測定的田間持水量23.8%可知，200 cm以下土壤含水量已低于其50%的數值。且250 cm 深度的土壤含水量10.60%與300 cm 深度的土壤含水量9.55%相差不大，表明其不僅處于水分虧缺狀態，而且已穩定于一個相對較低的水平。因此，我們認為，對于晉西黃土高原丘陵區蘋果果園土壤，200 cm 以下的土層深度處已經有土壤干化的現象發生。

圖3 典型降雨事件對土壤水分的影響

4 結 論

(1) 在此區域，降雨能影響到的土層深度僅為100 cm，100 cm深度以下土壤含水量對降雨無響應，100 cm 深度以內，隨著深度的增加，土壤含水量對降雨的響應時間越長，存在明顯的滯后現象。

(2) 隨著土層深度的增加，土壤體積含水量呈現出逐漸降低的趨勢。在300 cm處，土壤體積含水量為9.55%，與250 cm 深度處的10.60%相近，說明其已達到相對穩定狀態；同時，此含水量也處于相對虧缺的狀態。因此，在晉西黃土丘陵溝壑區的雨養果園中，200 cm 以內的土層已經有土壤干化的現象產生。