黃土丘陵區深層干化土壤對降雨入滲的響應

汪 星 ，張敬曉 ，呂 望 ，單長河 ，路 梅 ，李艷超

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

紅棗樹是陜北黃土丘陵區重要的經濟樹種，由于其對于黃土丘陵半干旱區脆弱的生態條件具有良好的適應性[1]，能夠在一定程度上緩解水土流失和改善生態環境[2]，加之紅棗營養價值和醫療保健價值較高[3-4]，因此自1999年退耕還林政策實施以來，大規模的山地棗林得到快速發展，種植面積超過了66 666.7 hm2[5]。隨著植被建設不斷推進、栽植面積不斷擴大，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，土壤干燥化現象不斷加重。有關研究得出[7-9]，黃土丘陵半干旱地區土壤干層厚度可達4～6 m，而且隨著時間的延續，干層厚度呈現出繼續加深趨勢。土壤干層的形成，嚴重阻礙了土壤-植物-大氣連續體(Soil-plant-atmosphere continuum,SPAC)系統水分傳輸過程，致使“土壤水庫”的調節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成為治理、調控當地生態環境的關鍵[12-14]。

黃土丘陵區土層深厚，地下水埋藏較深，已有研究表明該區地下水埋藏深度可達50 m[15]，因此地下水無法通過土壤毛管作用運移穿過深厚的黃土層對計劃濕潤層土壤形成有效的水分補給。加之該區地形、地貌特殊，無法形成有效灌溉，自然降雨成為當地土壤水分的唯一來源[16-17]。何婷婷等[18]通過對半干旱黃土丘陵山地不同地面覆蓋下的土壤水分響應研究得出，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]通過對深層干化土壤水分的恢復試驗研究得出，自然降雨在2014—2017年對裸地的入滲補給深度為480 cm。李萍等[19]通過對隴東黃土高原地區土壤水分遷移規律的研究得出，土壤水分蒸發帶深度約處于70 cm。周玉紅[20]則認為自然降雨對裸露地表情況下的干化黃土入滲補給深度僅在2 m以內。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給能力，增加深層土壤對降雨的響應。Yang等[22]根據當地土壤水分條件，對作物種植密度提出優化策略，以促進降雨入滲。目前，關于自然降雨對于干化黃土的水分修復研究主要集中在短歷時條件下的覆蓋保墑與植被耗水等關系的研究上[23-28]，缺乏長時間連續系統地觀測，對該區不同類型的自然降雨與土壤水分入滲響應研究還相對較少。本研究通過模擬棗林地深層干化土壤，對當地氣象狀況、土壤水分狀況進行連續6 a的定位系統觀測，對降雨類型及降雨后的土壤水分入滲情況進行了深入分析，為明確黃土丘陵區的降雨規律與土壤水分入滲規律提供依據，對于探究林地深層干化黃土在自然降雨情況下的修復深度與修復時限具有一定的指導意義。

1 材料與方法

1.1 試驗區概況

試驗區位于陜西省米脂縣銀州鎮(109.47°E，37.18°N)遠志山紅棗栽培試驗基地，屬于典型的黃土丘陵溝壑區。該區域降雨量小，蒸發量大，且降水年內分配不均，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。試驗區土壤為黃綿土，剖面發育不明顯，土質均一，滲透性能良好，土壤容重為1.2～1.35 g·cm-3，0～60 cm土層土壤計劃濕潤層的田間持水量約為20%，土地較為貧瘠。

1.2 試驗設計與指標測定

1.2.1 試驗布設 試驗采用野外大型土柱(圖1)，在完全自然條件下進行。在試驗區一水平階地上首先開挖一個直徑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散。考慮到水分運移至10 m深度需要較長的時間，且無地下水影響，因此在測井底部未鋪設塑料薄膜。然后按照原狀土土壤層次分層向測井中回填，并逐層壓實，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 指標測定 土壤水分：在土柱內埋設CS650型土壤水分探頭對土壤水分進行監測，其工作原理是通過測量土壤的介電常數得到土壤的體積含水量。土壤水分探頭在柱體0～10 m范圍內每間隔10 cm布置1個，共計布置100個。在土柱外安裝CR1000型數據采集器，與柱體內的100個水分探頭相連(圖2)，以定時記錄各探頭數據，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個探頭埋設深度采取土樣，用烘干法測定值(x，%)對自動監測系統測定值(y，%)可靠性進行檢驗，兩種方法所測土壤水分數據的擬合方程為：y=0.8784x+0.5187(R2=0.967)(圖3)，因此自動監測系統可以反應真實情況。試驗中的土壤水分數據均為采用自動監測系統標定后測得的數據。

圖3 CS650-CR1000自動監測系統與烘干法測定數據擬合Fig.3 The data fitting of CS650-CR1000 automaticmonitoring system and oven drying method

氣象因子：在試驗區土柱東側5 m處架設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次數據。

1.3 相關指標計算

土壤儲水量[29]：根據土壤體積含水率計算。計算公式：

W=10×ω×h

(1)

式中,W為土壤儲水量(mm)，ω為體積含水率(%)，h為土層深度(cm)。

土壤蒸發量[29]：根據土壤水量平衡方程計算。試驗土柱地表裸露，無作物種植。土柱井圈高出地表10 cm，無徑流產生。地下水埋藏較深，不產生深層滲漏。計算公式為：

E=P+ΔW

(2)

式中,E為土壤蒸發量(mm)，P為降雨量(mm)，ΔW為計算時段初與計算時段末土壤儲水量之差(mm)。

1.4 數據處理

采用SPSS 18進行數據統計分析，利用Origin 9.0進行繪圖。

2 結果與分析

2.1 快速蒸發型降雨土壤水分入滲

2014—2019年間，觀測到降雨345次，其中196場降雨入滲未達到10 cm深度，96場降雨入滲超過10 cm深度，但在短時間內仍被快速蒸發損耗。兩種降雨僅在降雨發生后一定時間內入滲到土壤表層，雨后很容易被快速蒸發消耗，對緩解深層土壤干化問題基本不起作用，屬于快速蒸發型降雨。為進一步說明快速蒸發型降雨土壤水分入滲特征，本研究分別選取了2016、2019年的兩場快速蒸發型降雨，如表1所示。

表1 典型快速蒸發型降雨基本信息

依據土壤水分運移特征，快速蒸發型降雨在土壤中的入滲、運移過程主要可以分為3個階段：(1)雨水快速入滲階段，主要發生在自降雨開始至降雨結束(降雨歷時)內；(2)雨水再分布階段，雨后水分在土壤中擴散運移再分布；(3)土壤水分恢復階段，雨后更長歷時內土壤水分被蒸發損耗至雨前水平，該時段受溫度、風速等環境因素影響，具有不確定性。2016年9月17日10∶00發生降雨12.4 mm，降雨歷時29.5 h，開始雨水快速入滲補充到表層土壤中，致使表層土壤含水率增加較快。至降雨結束時，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明顯水勢差，由此驅動水分繼續向下運移，土壤水分進入再分布階段。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)。之后土壤水分持續運移，表層土壤在外界溫度、輻射等氣象因素的影響下蒸發強烈，表層土壤水分逐漸降低；下層土壤一方面向上運移輸送大量水分被蒸發損耗，另一方面仍存在少量水分繼續以微弱速度向下運移。在雨后第62 h表層10 cm以上完全恢復至雨前水平，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)。隨著時間延續，土壤水分繼續由下層運移至上層被蒸發損耗，在雨后第99.5 h，30 cm土層土壤水分完全恢復至雨前水平(圖4a-4)。2019年發生的5.8 mm降雨入滲過程與此類似，在降雨歷時內入滲深度為20 cm，雨后第27.5 h經過土壤水分再分布入滲深度達到最大，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至雨前水平。可以發現，快速蒸發型降雨雨量、入滲最大深度及土壤水分運移歷時整體上都較小。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，也正是由于其入滲深度仍然在蒸發作用影響的深度范圍內，最終導致雨停后土壤缺少有效的水分來源，土壤水分再次被蒸發損耗，雨后大約100 h以內土壤水分恢復至雨前水平。由于降雨在土壤中保持的時間較短，入滲深度較淺，對于深層干化土壤不能形成水分補給，為無效降雨。據統計，2014—2019年間累計發生快速蒸發型降雨292次，累積雨量達832 mm，占6 a降雨總量的37.0%。

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

2.2 緩慢蒸發型降雨土壤水分入滲

緩慢蒸發型降雨是指降雨雨量、最大入滲深度及土壤水分運移歷時等都較快速蒸發型偏大的降雨，但是該類型降雨最大入滲深度仍然沒有超過蒸發影響的最大深度，因此該類型降雨同樣最終被蒸發損耗。為進一步說明干化土壤對緩慢蒸發型降雨的入滲響應，本研究分別選取了2015、2018年的兩場典型緩慢蒸發型降雨，降雨基本信息見表2。

表2 典型緩慢蒸發型降雨基本信息

圖5為典型緩慢蒸發型降雨土壤水分變化情況。結合表2、圖5，將干化土壤對緩慢蒸發型降雨的入滲響應過程同樣劃分為3個階段：雨水快速入滲階段、雨水再分布階段、土壤水分恢復階段。不同的是，各個階段內土壤水分的入滲深度及所用時間都有所增加。2015年10月25日04∶30發生降雨，持續至21∶00，降雨歷時16.5 h，雨量為17 mm。降雨前初始土壤含水率較低，僅為13.6%，降雨發生后，在較大的土壤基質吸力作用下雨水快速入滲補給到土壤中，表層土壤含水率呈現出快速大幅增加，至降雨結束時表層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，即在降雨歷時內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進行。表層20 cm土壤由于在降雨歷時內的水分補給作用，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，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，水分將繼續向下層土壤運移。雨后第72.5 h，入滲深度達到最大，約為40 cm(圖5a-2)。雨停后由于水分補給來源中斷，而地表強烈的蒸發作用持續進行，故表層土壤水分快速降低，下層土壤中大量水分向上運輸被蒸發損耗，僅有少量水分繼續向下運移。雨后第155 h，表層20 cm土壤水分完全恢復至雨前水平，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)。隨著時間延續，下層土壤水分持續向上層運移被蒸發消耗，在雨后第204.5 h，土壤剖面水分狀況完全恢復到雨前水平(圖5a-4)。2018年發生的19.6 mm降雨過程與此類似。盡管緩慢蒸發型降雨較快速蒸發型降雨在土壤中入滲深度更大、存蓄時間更長，但由于蒸發作用的損耗，在一段時間內該類型降雨仍然被全部蒸發損耗，難以對深層干化土壤修復發揮有效作用，因此仍然為無效降雨。統計2014—2019年所有降雨情況可得，緩慢蒸發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內恢復至雨前水平。與快速蒸發型降雨相比，其雨量約增加了1～2倍，最大入滲深度約提高了2倍，土壤水分恢復用時約增加2～3倍。6 a內累計發生緩慢蒸發型降雨37次，累積雨量達626.2 mm，占6 a降雨總量的27.8%。

圖5 典型緩慢蒸發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，在生產實踐中，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作物根系層深度，因此盡管該類型降雨不能對深層土壤干化問題形成有效修復，但易于被作物根系吸收利用。

2.3 入滲主導型降雨土壤水分入滲

自然條件下，降雨并非全部無效，一部分降雨發生后，在其土壤水分運移歷時內水分可以對下層土壤形成有效補給，稱此類降雨為入滲主導型降雨。根據試驗監測狀況，研究選取了2014—2019年間5場典型入滲主導型降雨，如表3所示。

表3 2014—2019年典型入滲主導型降雨基本信息

圖6、7為2014—2019年間5場典型入滲主導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移過程分3個階段描述，即：雨水快速入滲階段、雨水再分布階段、土壤水分恢復階段。2019年4月26日發生降雨32.2 mm，降雨自22∶30持續至次日07∶00，歷時8.5 h，該歷時內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穿過上層土壤孔隙向下層運移滲透，在雨后第241.5 h入滲深度達到最大，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，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移補充，另一方面繼續向深層運移。雨后第281.5 h，表層20 cm以上土層含水率已經完全恢復至雨前水平，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)。隨著時間延續，上層土壤水分持續消耗，表層土壤水分恢復深度逐漸加深，至雨后第319.5 h發生新的降雨，該降雨入滲過程結束。此時，50 cm土層以上土壤含水率完全恢復至雨前水平，50～140 cm深度范圍內平均土壤含水率為14.52%，較雨前(14.11%)增加0.41%，為該降雨對干化土壤的有效入滲深度(圖7b-4)。其他4場降雨水分運移過程與此類似。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，在降雨歷時內的入滲深度分別為30、40、40、30、20 cm，之后土壤水分進入再分布階段，雨后第125.5、322.5、24、44、241.5 h入滲深度達到最大，最大入滲深度依次為140、160、140、160、140 cm。雨后表層土壤在蒸發作用下分別于第396、435、133、69、319.5 h恢復至雨前水平，降雨對于土壤的有效補給深度依次為30～140、40～160、30～140、40～160、50～140 cm。整體來看，入滲主導型降雨較緩慢蒸發型降雨雨量進一步增大，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，與緩慢蒸發型降雨相比，該深度進一步提高，提高程度在133%以上。由于最大入滲深度已經超越了蒸發影響深度，因此在土壤水分恢復歷時內，僅表層30 cm以內土壤水分恢復至雨前水平，30 cm以下為有效補給深度。統計2014—2019年間累計發生入滲主導型降雨16次，累積雨量達791.8 mm，占6 a降雨總量的35.2%。

圖6 2014—2016年典型入滲主導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

以上分析了當年降雨在土壤中的入滲響應特征，實際上當年降雨入滲還會對下一年土壤修復有直接作用，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，整體上干化土壤對于自然降雨的入滲響應表現出一致性，即降雨后表層一定范圍內土壤水分出現明顯增加。其中0～90 cm深度范圍內土壤水分波動劇烈，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、蒸發循環層，該深度范圍土壤受降雨、蒸發作用影響強烈，土壤水分呈現頻繁增、減波動；90 cm以下為降雨入滲主導層，該深度范圍內土壤受蒸發作用影響減弱，土壤水分呈增加趨勢變化。2014—2019年干化土壤對于自然降雨的入滲響應深度依次為180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm，即隨時間延續該深度不斷加深。產生這種結果的原因并非是一年降雨所致，而是多年降雨累積對深層土壤水分運移產生促進作用引發的結果。也就說，當年降雨入滲到達入滲主導層后，推動更早年份降雨入滲補充到更深層次土壤。降雨在干層中的入滲深度不等同于土壤水分完全修復深度，本研究觀測6 a入滲深度達1 000 cm，但是水分含量與當地農田比較，修復深度為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難度極大[13, 30-31]。王志強等[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需要大概150 a以上，林后農地干化土壤得到恢復至少也需要40 a。孫劍等[32]對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需要大概23.8 a，因此，干化土壤的水分修復過程是一個長期、漫長的過程。本研究采取野外實地模擬深層干化土壤，結合降雨狀況對10 m范圍內土壤水分動態變化進行了詳細深入分析，在降雨類型、累積入滲等對深層干化黃土的水分修復影響方面作出積極探討，對于認識黃土丘陵地區土壤干化生態修復與土壤水分科學管理具有重要意義。

不同于中國氣象局以日降雨量劃分降雨類型的標準[19]，本研究從深層土壤對降雨入滲的響應角度出發將自然降雨劃分為3種類型：快速蒸發型降雨、緩慢蒸發型降雨、入滲主導型降雨。劃分結果針對土壤干化問題在水分修復方面更具有導向性。在長期定位觀測分析后發現入滲主導型降雨不僅能入滲補充到土壤中，而且能在土壤中不斷向下運移，特別是當入滲水分深度超過90 cm后，表現出下滲為主的態勢，被蒸發損失的水分顯著減弱。每年這種類型降雨入滲推進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的關鍵。逐年累積降雨的入滲影響研究發現，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僅需要5～6 a的時間，這個結果較以往研究更加樂觀。緩慢蒸發型降雨僅能入滲補充到淺層土壤中，盡管能夠在土壤中存蓄一段時間，但由于其入滲深度尚未穿越該區土壤蒸發影響深度(90 cm)，雨停后土壤水分仍將被蒸發消耗至雨前水平，不能對深層土壤形成有效補給。研究結果對完善黃土丘陵區自然降雨的入滲機制，提高對降雨與土壤水分入滲關系的認識有積極意義，也為黃土丘陵區棗林地干化土壤的治理與修復時限提供了一定的理論依據。

在試驗設置方面，完全真實的野外條件和連續6 a時間監測尺度等使得本研究較以往研究應用性、實用性更強，研究結果更能反映真實狀況，這也是本研究的創新點之一。同時，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行了分隔，確保水分不產生側向擴散，但是雨水在入滲過程中存在邊界效應，邊壁(塑料薄膜)對降雨入滲的影響程度需要后續試驗作出更深入研究。另外，試驗土柱地表裸露，真實的林地土壤有作物栽植，因此本文僅以裸露地表條件下的干化土壤對自然降雨的入滲響應開展了初步研究，下一步應結合地表栽植作物試驗進行對比分析，以進一步完善黃土丘陵區干化土壤對于自然降雨的入滲響應機制，明確土壤干層得到有效水分修復時限。

需要說明，盡管本研究觀測深度間距已經達到10 cm，但是仍然存在10 cm間距內水分無法觀測的誤差，這是今后在方法上需要進一步克服的難題。

4 結 論

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

2)0～90 cm土層為降雨入滲、蒸發循環層，該深度范圍土壤受降雨、蒸發作用影響強烈，土壤水分呈現頻繁增、減波動；90 cm以下土層為降雨入滲主導層，該深度范圍內土壤不再受蒸發作用影響，土壤水分呈增加趨勢。

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