黃土區小流域植被類型對溝坡地土壤水分循環的影響

馬建業,李占斌,*,馬 波,李朝棟,肖俊波,張樂濤

1 西北農林科技大學水土保持研究所,黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室,楊凌 712100 2 廣西壯族自治區水利水電勘察設計研究院,南寧 530000 3 河南大學環境與規劃學院,開封 475004

黃土高原地區生態環境脆弱,水土流失嚴重,水資源匱乏。降水作為該地區主要的輸入水源,其是如何穿過深厚的黃土包氣帶補給地下水是學者們長期以來所關心的問題[1],深入揭示黃土中水分運移機制對于研究降水入滲補給地下水過程以及評價土壤水庫的穩定性至關重要。近年來,隨著大面積的退耕還林(草)措施以及淤地壩建設的實施,導致流域下墊面條件發生了較大的變化,對流域水循環過程也產生了深刻影響[2]。如徐飛等[3]發現下墊面會通過改變蒸發和入滲方式影響山區水文循環。夏軍等[4]則研究了下墊面特征對流域產匯流的影響。環境同位素作為有效的天然示蹤劑,能夠有效地識別和反映流域不同水體特征,識別土壤的入滲、蒸發、蒸騰等一些其他技術獲取較為困難水文過程信息,因而在研究土壤水分運移過程方面具有較大的優勢,也是研究流域水循環的重要手段[5]。如Liu等[6]研究發現降水在土壤中的入滲補給深度不會超過2—3 m。Song等[7]利用氫氧同位素對太行山典型的降水-土壤水-地下水轉化關系進行了研究。但目前多集中于土壤水分來源以及與其他水體轉化的定性分析。地形地貌條件作為影響土壤水分運移的重要因素之一,在小流域尺度以溝緣線為界,可將坡面分為梁峁坡和溝坡地[8],溝坡地具有水分條件較好,多松散碎屑物,水土流失強度較大等特點[9-10],這一區域的土壤水分可獲得性被認為是制約植被生存與生長的關鍵因子[10],也是土壤侵蝕需要重點治理的區域,有利于從徑流的形成區對流域侵蝕進行控制[11],但目前有關土壤水分研究主要集中在梁峁坡,而對溝坡土壤水分循環的研究較少。因此,為深入了解不同下墊面植被類型對溝坡土壤水分循環特征影響,本研究以黃土丘陵區紙坊溝小流域的刺槐林和草地為研究對象,基于氫氧同位素示蹤技術,對0—100 cm土壤水的運移過程、水分來源以及對地下水的補給比例方面進行定量估算,揭示草地和刺槐林對土壤水分運移的影響,可為溝坡地生態修復措施的選擇以及評價提供參考依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

紙坊溝流域(36°43′—36°46′ N,109°14′—109°16′ E)位于陜西省安塞縣境內,是延河支流杏子河下游的一級支溝,流域面積8.27 km2,呈南北向狹長形,平均海拔在1041—1425 m,屬暖溫帶半干旱季風氣候區,年均氣溫8.8 ℃,年日總時數為2145 h,年輻射總量為493 kJ/cm2,年均蒸發量1463 mm,年均降水量549.1 mm,降水年際變化大且年內分配不均,7—9 月份的降水量占全年降水量的61.1%。主要土壤類型為黃綿土,地帶性土壤為黑壚土。潛水含水層主要為第四系沖積層潛水和淺層風化殼裂隙水[11]。地形破碎,溝壑密度為8.07 km/km2,先后經歷了植被嚴重破壞期、繼續破壞期、不穩定期、穩定恢復改善期和良性生態初步形成期,下墊面主要植被類型發生了較大的變化,影響了流域水循環過程[12]。

1.2 樣品采集

本研究選擇紙坊溝流域溝坡主要下墊面植被類型刺槐林和草地為研究對象[12],分別選擇刺槐林地和草地各2塊,刺槐林地樣地編號分別為B—1,B—2,草地樣地編號分別為G—1,G—2,樣地面積均設定為100 m2,具體信息詳見表1。分別于2016年6月至11月對樣地0—100 cm的土壤樣品以及樣地附近的降水、地表水、地下水樣品進行采集,采樣周期為30 d,若遇著連續降雨,則進行區間加測。

具體為在每個樣地各布設1個J 16022型雨量筒用來收集降水樣品。布設前,向雨量筒內雨水收集器中加入適量液體石蠟油防止水分蒸發,采樣時使用15 mL一次性注射器抽取石蠟油層以下的降水[13],共需布設4個雨量筒。地表水分別于樣地下部鄰近的溝道內采集,采集時將樣品瓶伸入水面以下30 cm處,以防止水面蒸發分餾的影響,由于B—1樣地和B—2樣地位于溝道同一斷面,因此共布設3個地表水采樣點。且該流域只有溝口存在居民飲用水井,井深約為13 m,為地下潛水,因此地下水樣品于溝口進行采集,取樣時先用水桶將地下水提升至地面,于陰涼處迅速取樣,取樣方法與地表水一致,共布設1個采樣點。上述水樣每次采集均做2次重復,采集的水樣盛裝于15 mL棕色玻璃試劑瓶中,擰緊瓶蓋并用封口膜密封,以防止水分蒸發損失,采樣點布設見圖1。在研究時段內共采集降水樣品48個,地表水樣品36個,地下水樣品12個。

在4個樣地坡面上,使用土鉆在坡中位置選擇2個采樣點,分別采集0—5,5—10,10—15,15—20,20—40,40—60,60—80,80—100 cm共8個土層的土樣,分析時以每個土層范圍的平均深度為標準,即2.5,7.5,12.5,17.5,30,50,70,90 cm。采集的土壤樣品盛裝于20 mL棕色玻璃試劑瓶中,密封并冷藏,防止蒸餾作用對土壤水氫氧同位素組成造成影響。在研究時段內共采集刺槐林土壤樣270個,荒草地土壤樣品265個。

表1 樣地基本信息

圖1 研究區位置及采樣點分布Fig.1 Study area location and sampling point distribution

1.3 數據處理

(1)土壤水抽提。將采集到的土壤樣品帶回西安理工大學水資源研究所實驗室,使用LI- 2000液態水真空抽提系統(LICA,China)進行土壤水抽提。

(2)氫氧同位素測定。水樣的氫氧同位素測定在西安理工大學同位素分析實驗室進行。使用液態水同位素分析儀(DLT—100,LGR公司,美國)測定水樣樣品的氫氧同位素。δD和δ18O同位素比值是通過相對于維也納標準平均海水(VSMOW)的千分率(‰)計算,其精度分別為0.5‰和0.15‰。公式為：

(1)

式中,Rsample為水樣中D/H或18O/16O的比率,而RVSMOW為VSMOW標準水樣D/H或18O/16O的比率。通過不同水源同位素的對比,應用二端元混合模型,可知水體的水分來源比例[14-15]：

C(VA+VB)=AVA+BVB

(2)

(3)

式中,A：降水氫氧同位素值/‰；B：地表水/地下水氫氧同位素值/‰；C：土壤水氫氧同位素值/‰；x：地表水/地下水所占比例/%；1-x：降水所占比例/%。

(3)試驗數據統計分析。數據分析采用Excel完成,顯著性分析由SPSS20.0完成,所有圖表均運用Excel2010和AutoCAD2007完成。

2 結果與分析

2.1 流域不同水體氫氧同位素統計特征

由于水體來源以及經受的蒸發分餾程度不同,致使各水體的氫氧同位素存在差異,對流域不同水體氫氧同位素濃度進行統計分析,如表2所示。紙坊溝流域不同水體的δD和δ18O基本符合降水>刺槐林地土壤水>草地土壤水>地表水>地下水,降水的同位素最富集,變異系數均值最高(0.42),地下水同位素最貧化,變異系數均值較低(0.06),這與趙賓華等[5]在王茂溝得到的結果一致。刺槐林地和草地土壤水變異系數相差較小,分別為0.16和0.18。但各水體的氫氧同位素在統計學上差異均不顯著(P>0.05),可能是由于各水體之間連通性較好,存在相互轉化引起的。標準差反映了氫氧同位素值的離散程度,降水的同位素離散程度最高,可能是因為研究區地處西北內陸干旱區,雨季溫度較高,降水在降落過程中受蒸發的影響,重同位素逐漸富集,且易受季風氣候的影響,致使降水同位素的最為富集且變異性以及離散程度較高[16]。而地下水由于不止受到雨季降水的補給,還受到地表水和冬季同位素較為貧化的降雪的補給,且黃土高原地區地下水埋藏較深,

表2 不同水體氫氧同位素特征

蒸發分餾作用對其影響較小,導致地下水同位素整體呈貧化現象[17]。而刺槐林地土壤水氫氧同位素較草地富集,可能是由于刺槐具有較大的冠幅,在降雨過程中存在二次截留現象,延長了降水補給土壤水的過程,增大了蒸發分餾作用,致使林地土壤水同位素較為富集。

2.2 流域不同水體氫氧同位素關系

圖2為不同水體的氫氧同位素關系圖。由圖可知,研究時段內的降水線方程為δD=7.65δ18O+6.77(R2=0.98),斜率和截距均小于全球大氣降水線(δD=8.0δ18O+10),主要由于水汽從沿海向內陸傳輸過程中的二次分餾以及內陸水汽的補給所致。草地土壤水蒸發線方程為δD=6.96δ18O-3.41(R2=0.81),刺槐林地蒸發線方程為δD=5.10δ18O-18.62(R2=0.81),土壤水的斜率和截距均小于降水線,說明降水是土壤水的主要補給來源,且在降水補給土壤水之前經歷了較強的非平衡蒸發作用[18],刺槐林地的斜率和截距小于草地,表明刺槐林地土壤水經受的蒸發作用較草地更強,且草地土壤水更多來自降水補充,刺槐林地接受前期土壤水補給的比例較大[19]。且刺槐林地和草地蒸發線在地下水和地表水所在區域附近相交,說明地表水、地下水和土壤水存在相互補給的可能。

圖2 不同水體δD和δ18O關系Fig.2 The relationship between δD and delta δ18O in different water bodies

2.3 不同植被條件下土壤水分運移

土壤水氫氧同位素貧化峰值的運移對降水在土壤中的入滲過程具有較好的指示作用。本研究分別于7月27日、8月1日、8月6日對刺槐林地和草地的土壤水氫氧同位素進行了監測,不同時間段土壤水氫氧同位素隨土層深度的變化特征如圖3所示。表3為監測間隔期間的降水量,降雨形式均為短陣型暴雨。G—1樣地中,7月27日的δ18O貧化峰值出現在7.5 cm處,8月1日和8月6日的貧化峰值出現在17.5 cm處,水分入滲速率為2 cm/d。G—2樣地中,7月27日、8月1日、8月6日δ18O貧化峰值分別出現在7.5 cm、17.5 cm、35 cm處,入滲速率分別為2 cm/d和3.5 cm/d。B—1樣地中,7月27日的δ18O貧化峰值出現在12.5 cm處,8月1日和8月6日的貧化峰值出現在17.5 cm處,水分入滲速率為1 cm/d。B—2樣地中,7月27日、8月1日、8月6日δ18O貧化峰值分別出現在7.5 cm、17.5 cm、35 cm處,入滲速率分別為2 cm/d和3.5 cm/d。綜上,在短陣型暴雨條件下,草地土壤水分入滲速率較林地高1 cm/d,且入滲主要發生在0—50 cm土層。一方面可能是因為冠層的截留作用,使得落到林地土壤表面的降水強度和降水量偏低,而土壤水分入滲速率與降雨強度具有較強的相關性[20],導致刺槐林地土壤水分入滲速率偏低。而草地由于地表植被蓋度較大,對地表徑流的阻滯作用較強,使得更多的水分入滲到土壤中,增大了水分入滲速率。另一方面,耿韌等[21]在紙坊溝流域的研究結果表明刺槐林表層土壤孔隙度為51.83%,以鐵桿蒿和長茅草為主要群落的草地土壤孔隙度分別為56.05%和55.85%,較刺槐林地偏高。且實地調查發現溝坡部位土層深厚的區域多以刺槐林為主,而草地一般位于土層較薄,且下部多碎石坡面,進一步說明了草地坡面土壤孔隙結構較好,有利于土壤水分入滲。但由于監測時段內的降雨主要為短陣性暴雨,大部分以地表徑流的形式匯入到溝道流失,少部分水分入滲至土壤中,消減了土壤水分入滲速率的差異。

表3 觀測期降水量

圖3 8月份土壤水分運移過程Fig.3 Soil water transport in August 圖中B為刺槐林地(Black locust forest),C為草地樣地(Grassland)

2.4 不同植被類型下土壤水分循環特征

降水降落到地面進入土壤以后,除部分供給植物正常生命活動和蒸發消耗外,其余部分會繼續以活塞流和優先流的形式向深層入滲,補給深層土壤水和地下水。而在干旱時節,表層土壤水分虧缺,地下水和深層土壤水會以水或汽的形式沿毛細帶向上層運移補充表層土壤水,以保證植物的正常生長。然而土壤水-地下水之間的轉化并不是普遍存在的,本研究分別挑選發生土壤水對地下水補給的事件以及地下水補給土壤水的事件,統計各事件的不同水體氫氧同位素均值,用于探究土壤水與地下水之間的相互轉化比例。表3為降水和地下水對0—100 cm土層土壤水的補給比例。由表可知,B—1樣地中,降水和地下水對0—100 cm土壤水的補給比例分別為44.87%和55.13%,B—2樣地中,補給比例分別為33.20%和66.80%,G—1樣地中,降水和地下水對土壤水的補給比例分別為50.04%和49.96%,G—2樣地的補給比例分別為68.20%和31.80%。綜上,刺槐林地0—100 cm土壤水中約有39.03%來自于降水,60.97%來自于地下水補給,草地土壤水中降水和地下水的補給比例分別為59.12%和40.88%,這與圖2得到草地土壤水主要受降水補給,林地土壤水中前期土壤水所占比例較高的結論一致。表4為不同植被類型下土壤水對地下水的補給比例,由表可知,只在B—1和G—1樣地中估算得到了土壤水補給地下水的比例,分別為51.12%和51.64%,而在B—2和G—2樣地中未估算得到土壤水對地下水發了生補給,說明短期內土壤水對地下水的補給并不是普遍存在的,可能與土壤內部結構以及地質條件相關。綜上,草地土壤水對地下水的補給比例較刺槐林地高0.52%,差異較小。

表3 0—100 cm土層土壤水的水分來源比例估算

表4 0—100 cm土層土壤水對地下水的補給比例估算

3 討論

在黃土丘陵溝壑區,溝坡是小流域尺度上水土流失最為活躍的部分,了解其水分特征對于溝坡地的綜合治理具有重要作用[11]。而不同的下墊面植被類型,會影響土壤水分入滲以及產匯流等水文過程[22-23],因此探究不同植被類型下土壤水分來源和去向對于土壤水庫穩定性評估以及生態修復植物類型的選擇具有重要指導作用[24]。本研究中,刺槐林地0—100 cm土壤水中降水所占的比例較草地低9.51%,一方面可能是因為草本植物群落缺乏較大冠層對降雨進行截留,到達地面的降水量較大,使得更多的水分通過入滲的方式進入土壤。同時草地土壤較好的土壤孔隙結構和較大的入滲速率,水分能夠較快的入滲至下層土壤,降低蒸發損失,使得草地土壤水中降水的比例較刺槐林地偏大。黃土高原地區包氣帶深厚,地下水埋深較大,一般在20 m以下,地下水沿著土壤毛管孔隙上升補給0—100 cm土層土壤存在較大困難。然而本研究結果表明部分樣地存在地下水補給表層土壤水的可能,一方面可能是因為研究樣地位于流域溝坡,土層較薄,且靠近溝道底部,地下水埋深較淺,存在地下水向上補給的可能。另一方面可能是因為本研究中的對土壤水發生補給的地下水實質上是深層土壤水,據程立平等[25]和Tan等[26]在黃土高原的研究結果分析發現,在4 m以下的土壤剖面氫氧同位素較為接近于地下水,而端元模型是基于輸入單元與輸出單元的估算模型,未涉及到具體補給過程,可能造成信息誤差,為驗證這一結果,本研究基于已有的研究數據,以50—100 cm土層土壤水表征深層土壤水,以0—50 cm土層土壤水表征表層土壤水,對0—50 cm土層土壤水接受50—100 cm土層土壤水補給的比例進行了估算,結果表明,0—50 cm土層土壤水中,50—100 cm土層土壤水補給所占比例為46.87%,較為接近地下水對0—100 cm土層土壤水補給的平均比例(50.93%),說明存在深層土壤水補給表層土壤水的可能,因此可推斷本研究中對0—100 cm土層發生補給的地下水本質上為深層土壤水。本研究中刺槐林地深層土壤水對表層土壤水的補給比例較草地的比例高9.51%,可能是因為刺槐根系分布深度較大,對20 cm以下的土壤水大量消耗,土水勢較強,并且刺槐林所在區域土壤多為均質黃土,土壤孔隙較小,且溝坡地下水位較高,下層土壤水分含量較高,在土水勢差的作用下,深層土壤水向上層運移,加上植物根系對土壤水分的吸收,容易在深層出現土壤水分干層[27]。草地根系分布深度較淺,下層土壤含水率高,土壤孔隙較大,毛管孔隙力小,不利于深層土壤水分向上層運移。

黃土高原地區地下水主要來源于降水入滲穿過包氣帶進行土壤水深層運移補給,但也可通過徑流匯聚在低洼處再在局部地區進行地下水補給[28],這從另一方面驗證了紙坊溝流域地下水可能來源于土壤水與地表水的共同補給這一假設。同時本研究發現草地土壤水對地下水補給比例較刺槐林地高0.52%,但差異較小。這可能與包氣帶土壤水分運移及其地下水補給具有很強的尺度依賴性有關[29],在小流域尺度,主要受地形和地貌影響,而在區域尺度上,則受到植被覆蓋因素影響較大[30],可能B—1樣地和B—2樣地距離太近,地形地貌條件沒有明顯的差異,造成土壤水對地下水的補給比例差異較小。而由于刺槐等喬木樹種根系較為發達,對深層土壤水分的利用強度較大,在干旱季節幾乎沒有水分能夠接受補給,而草地深層土壤水分利用較少,能夠發生深層運移的可能,造成草地對地下水的補給較刺槐林地偏高。同時在B—2和G—2樣地未發現明顯的土壤水補給地下水的現象,可能與土壤內部的孔隙通道有關,程立平等[25]研究發現黃土孔隙和裂隙是黃土地下水貯存和運移的主要場所,形體大、數量少、分布不均、連通性較好的裂隙和空洞則成為黃土中地下水的主導運移通道。這些孔隙通道的形成條件不僅與植物的根系相關,還受地質地貌條件以及土壤內部等多種因素的影響,并不是所有的孔隙通道均具有連通性,造成不同樣地對地下水的補給情況出現較大的差異。綜上可以發現溝坡地下墊面植被類型由草地轉為刺槐林的過程中,可能發生地下水補給減少的情況,但變幅較小。

4 結論

本研究基于氫氧同位素分析了紙坊溝流域溝坡地不同植被類型下0—100 cm土壤水的入滲速率、水分來源與去向等科學問題,得到以下結論：

(1)與草地相比,刺槐林地土壤水的氫氧同位素更為富集,受到的蒸發分餾作用更強。草地和刺槐林地土壤水蒸發線方程為：δD=6.96δ18O-3.41,δD=5.10δ18O-18.62。在短陣型暴雨條件下,草地土壤水分入滲速率較刺槐林地高1 cm/d,且入滲主要發生在0—50 cm土層。

(2)草地土壤水中以降水補給為主,所占比例為59.12%,刺槐林地中以深層土壤水補給為主,所占比例為60.97%,說明由草地轉為刺槐林地可能引起深層土壤的干層現象發生。地下水補給以溝坡地土壤水的垂向運移為主要補給形式,草地土壤水對地下水的補給比例較刺槐林地高0.52%,無顯著差異。