趙 鑫,翟 勝,李建豹,孫樹臣

(1.聊城大學 環(huán)境與規(guī)劃學院,山東 聊城 252059;2.南京財經大學 公共管理學院,江蘇 南京 210023)

水資源是中國干旱、半干旱地區(qū)植被恢復及生態(tài)環(huán)境改善的重要限制因子，土壤水分影響地表能量通量、物質遷移及植物生長狀況和演替[1-2]。目前，中國荒漠化和沙化土地仍占國土面積的27.20%和17.93%，且治理難度大[3]。加之降水稀少，蒸發(fā)量大，水資源匱乏[4]，進一步加劇了沙化土地的治理難度。

毛烏素沙地地處半干旱區(qū)，沙丘廣布，風沙活動劇烈，生態(tài)環(huán)境脆弱，成為中國荒漠化最嚴重的地區(qū)之一[5-6]。自20世紀80年代以來，國家在西北地區(qū)先后實施了“三北”防護林體系建設、退耕還林還草、防沙治沙等多項生態(tài)環(huán)境治理工程，植被恢復區(qū)生態(tài)環(huán)境得到有效改善[7]。研究[8-10]發(fā)現(xiàn)，植被恢復后，區(qū)域內土壤結構改善，沙丘固定性增加，土壤水分不同程度提高。然而在人工生態(tài)林建設過程中由于缺乏對水分在土壤—植物—大氣連續(xù)體中的理解和認識，水資源匱乏導致人工林建設產生的生態(tài)效益日漸衰弱，加之沙漠治理的特殊性，經濟很難得到可持續(xù)發(fā)展。目前相關研究大多集中在植被區(qū)土壤結構改善[11]及不同沙丘類型土壤水分動態(tài)變化[12]。關于毛烏素沙地固定沙丘不同坡位條件下人工長柄扁桃林土壤水分時空變化特征及蒸散耗水規(guī)律研究報道較少。土壤水分是半干旱地區(qū)植被生存與生長的關鍵水源，也是緩沖氣候變化，緩解生態(tài)環(huán)境壓力等的重要參數(shù)。鑒于此，在毛烏素沙地東南緣陜西省神木市生態(tài)協(xié)會治沙造林基地內選擇12 a齡人工長柄扁桃林地建立土壤水分定位觀測小區(qū)，于2018年7—10月連續(xù)監(jiān)測長柄扁桃生長季土壤水分，分析不同坡位條件下土壤水分的時空動態(tài)變化特征及蒸散耗水規(guī)律，以期為該區(qū)植被恢復及生態(tài)環(huán)境建設提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于毛烏素沙地東南緣陜西省神木市生態(tài)協(xié)會毛烏素治沙造林基地(38°53′N，109°22′E，海拔1 250～1 280 m)。該區(qū)屬溫帶大陸性干旱與半干旱地區(qū)過渡帶，年降水變化率較大，一般情況多雨年為少雨年的2～3倍，降水多分布在7—9月，占全年降水的60%～70%。盛行西北風，年均風速為2.9～3.5 m/s。年均溫度為6～9 ℃，年平均蒸發(fā)量為2 100～2 600 mm，≥10 ℃積溫為2 500～3 645 ℃，年日照數(shù)2 800～3 100 h,無霜期130～160 d。土壤機械組成以砂粒為主，0—10 cm平均土壤容重為1.64 g/cm3。土質疏松，在大風及強降水作用下導致低植被覆蓋區(qū)及陡坡區(qū)易產生水土流失現(xiàn)象。該區(qū)域以灌木為主，主要灌木種有長柄扁桃(Amygdaluspedunculata)、紫穗槐(Amorphafrutiocosa)、沙柳(Salixpsammophila)、油蒿(Artemisiaordosica)等，其中長柄扁桃覆蓋率高達33%。在固定沙丘迎風坡的坡中(上)表層有少量的生物結皮覆蓋，坡底冠層下生長少量的草本植物。小區(qū)水源來自天然降水補給，無人工灌溉，其長柄扁桃密度為0.25株/m2。坡頂與坡底相差10 m，迎風坡坡度平均3.3°。

1.2 研究方法

在毛烏素治沙造林基地內以12 a齡長柄扁桃林為研究對象，選擇典型固定沙丘的迎風坡(坡上、坡中(上)、坡中(下)、坡底、坡頂)建立土壤水分定位觀測小區(qū)(見圖1)，小區(qū)規(guī)格4 m×12 m，并在每個小區(qū)內均勻布設3根3 m長中子管，用于監(jiān)測0—300 cm范圍內土壤水分。在2018年7—10月期間，每月中旬利用北京超能科技有限公司CNC503 DR型中子儀測定土壤水分，并依據(jù)校正曲線計算土壤體積含水量[13]。0—100 cm范圍內每隔10 cm測定1次，100—300 cm范圍內每隔20 cm測定1次。氣象數(shù)據(jù)由小型全自動氣象站自動監(jiān)測，包括大氣降水、溫度、濕度、風速等。研究期內(7—10月)總降水量為496.8 mm，占全年降水量的83.3%(全年596.3 mm)。

圖1 造林基地坡面土壤水分定位觀測小區(qū)示意圖

1.3 數(shù)據(jù)處理

土壤儲水量(soil water storage，SWS)計算公式為：

(1)

式中：Ny為測定點土壤剖面測定層數(shù)；ΔZ為土壤剖面水分測定間隔深度；θ為土壤體積含水量(soil volumetric moisture content，SWC)；10為由cm轉化為mm的系數(shù)。本研究中，0—100 cm土層深度ΔZ=10 cm，100—300 cm土層深度ΔZ=20 cm。土壤水分蒸散發(fā)依據(jù)水量平衡原理進行計算，本研究中灌水量I=0；土壤凝結水量(Cw)僅為0.031 mm[14]，可忽略；因此水量平衡公式可簡化為：

P+U=ET+D+R+ΔW

(2)

式中：P為降水量；U為地下水上升補給量；ET為蒸散發(fā)量；D為土壤水分滲漏量；R為地表徑流量；ΔW為計時段內土壤儲水量變化，上述單位均為mm。毛烏素沙地地下水位在3—30 m范圍內波動[15]，本研究中除坡底外均距地下水較深，且未能對U和D進行有效測定，因此忽略U和D；沙地土質疏松，入滲量大，難以形成地表徑流[16]，本研究期內亦未觀測到地表徑流，R=0。因此，公式(2)可簡化為：

P=ET+ΔW

(3)

數(shù)據(jù)處理和繪圖制表在Excel及Origin 2018軟件中進行，利用SPSS 25.0進行K-S正態(tài)檢驗。

2 結果與分析

2.1 土壤含水量基本統(tǒng)計特征

迎風坡不同坡位條件下0—300 cm范圍內土壤含水量介于8.0%～12.5%(表1)。5種坡位條件下土壤含水量大小表現(xiàn)為：坡底>坡中(上)>坡上≥坡頂>坡中(下)，說明坡底土壤水分環(huán)境較好。不同坡位條件不僅土壤含水量之間有較大不同，其相應的變異系數(shù)也存在差異。本研究通過變異系數(shù)(Cv)的大小來確定土壤含水量的變異程度，Cv≤10%屬于弱變異，10%坡中(上)>坡頂>坡中(下)≥坡上。其中坡底屬于強變異，其他條件均屬于中等變異。通過K-S正態(tài)分布檢驗，坡頂土壤含水量分布服從正態(tài)分布，而坡上、坡中(上)、坡中(下)和坡頂均不服從正態(tài)分布?？梢?，坡位條件不僅對土壤含水量影響較大，對土壤水分空間分布也帶來較大影響。

表1 迎風坡不同坡位條件下0-300 cm土壤含水量的統(tǒng)計學特征

各坡位條件下土壤含水量變異系數(shù)隨土層深度增加表現(xiàn)不同(見表2)。坡頂、坡上和坡中(上)變異系數(shù)隨土層深度增加先減小后增大，坡中(下)和坡底則相反。變異系數(shù)大部分介于18%～68%，屬于中等變異，只有坡底100—200 cm土層為124%，屬于強變異?？傮w上看，在各坡位條件下土壤含水量在空間分布上差異較明顯。通過K-S正態(tài)分布檢驗，大部分坡位條件下在0—50 cm土層內服從正態(tài)分布，在200—300 cm土層內(除坡上外)均不服從正態(tài)分布。

表2 迎風坡不同土層深度下土壤含水量統(tǒng)計學特征

2.2 不同坡位條件下土壤水分垂直變化特征

土壤含水量動態(tài)變化是氣候、地形、土壤質地及植被等多種因素共同作用的結果[18]。不同坡位條件下土壤含水量垂直變化趨勢存在較大差異，坡位條件對固定沙丘長柄扁桃林地0—300 cm土壤水分垂直變化動態(tài)具有重要影響(見圖2)。隨土層深度增加，坡上和坡頂0—300 cm范圍內土壤含水量表現(xiàn)出相似的垂直變化規(guī)律，均呈先增加后降低然后趨于穩(wěn)定的變化趨勢；坡中(上)和坡中(下)表現(xiàn)為先增加后降低再增加再降低的S形變化趨勢；坡底雖表現(xiàn)出類似于坡中(上、下)的S形變化，但200—300 cm土層土壤含水量呈急劇增加的變化趨勢，明顯高于坡中(上、下)。相關研究表明，土壤含水量隨土層深度增加主要有4種變化形式：增長型、降低型、穩(wěn)定型、波動型[19]，本研究亦發(fā)現(xiàn)相似的變化規(guī)律。

5種坡位條件下0—100 cm土層范圍內土壤含水量受降水及蒸散耗水等因素影響波動比較劇烈，特別是0—50 cm土層土壤含水量波動更為劇烈，0—20 cm和20—50 cm土層變異系數(shù)除坡底外均高于50—100 cm土層(見表2)，表明降水對0—50 cm土層范圍內土壤含水量具有較大影響[20]，隨土層深度的增加其影響程度逐漸降低。隨土層深度的增加，100—300 cm土層范圍內坡頂和坡上土壤含水量逐漸降低并趨于穩(wěn)定，并在100—200 cm土層內出現(xiàn)含水量的最小值，主要是由于該土層受降水補充有限，且距地下水為較深，長柄扁桃處于生長季耗水較多，易形成干土層[21]，土壤含水量下降。坡中(上、下)100—300 cm土層范圍內土壤含水量增加，其原因可能是由于該土壤水分監(jiān)測小區(qū)表層覆蓋少量生物結皮，在一定程度上對土壤水分散失起到一定的抑制作用[22]；此外，在中子管布設過程中在180—220 cm土層之間發(fā)現(xiàn)有固定沙丘形成之前流動風沙覆蓋形成的腐殖質層在一定程度上阻礙了上層水分的下滲并能有效保蓄水分，從而導致該層土壤水分呈增加趨勢，并達到含水量的最大值(180—200 cm土層均值分別為15.3%和9.7%)，之后逐漸降低。坡底100—300 cm范圍內土壤含水量呈增加趨勢最后趨于穩(wěn)定，在240—260 cm土層范圍內達到含水量的最大值(高達31.6%)，可能是由于坡底距離地下水位較近，受地下水位影響較大。此外，由圖2還可以發(fā)現(xiàn)，長柄扁桃生長季內0—300 cm土層范圍內土壤水分波動頻繁，土壤水分運動超出本研究中的3 m深度，表明在3 m范圍內存在一定的土壤水分滲漏。而本研究中未能對U和D進行有效觀測，因此在未來的研究中，應加U和D對土壤水分影響方面的研究，特別是坡底處受到U和D的雙重影響，土壤水分的變化可能更加復雜。以上分析表明，不同坡位條件下，土壤含水量在0—300 cm深度內變化存在較大差別，其中深層土壤中坡底和坡中(上、下)較明顯。

圖2 2018年7-10月不同坡位條件下0-300 cm土壤剖面含水量

2.3 土壤儲水量統(tǒng)計特征

迎風坡固定沙丘不同坡位條件下0—300 cm土層土壤儲水量均值在244.2～592.9 mm之間變化，差異較大(見表3)，表現(xiàn)為：坡底>坡中(上)>坡上>坡頂>坡中(下)。從坡頂?shù)狡碌?，土壤儲水量隨坡度延伸呈先增大后減小再增大的趨勢變化，這與土壤含水量變化趨勢相反。各坡位條件下變異系數(shù)介于12%～108%，坡底屬于強變異，其他4種均屬于中等變異。不同坡位條件下土壤儲水量時空分布差異較大，表明坡位條件對土壤儲水量空間分布影響較大，坡底對土壤儲水量空間分布影響較明顯。

表3 不同坡位條件下0-300 cm土壤儲水量統(tǒng)計特征值

2.4 不同坡位條件下長柄扁桃蒸散耗水規(guī)律

不同坡位條件下灌叢小區(qū)蒸散耗水量均值在88.8 mm～161.2 mm之間變化，表現(xiàn)出較大的差異性(見表4)，其表現(xiàn)為：坡底>坡頂>坡中(下)>坡上>坡中(上)。除坡底外，其他4種坡位條件灌叢小區(qū)蒸散耗水量差距較小。在坡面尺度上，不同坡位條件灌叢小區(qū)蒸散耗水量變異系數(shù)存在差異。變異系數(shù)介于46%～106%，其中，坡上屬于強變異，其他坡位均屬于中等變異。表明坡位條件對灌叢小區(qū)蒸散耗水量影響較大，且坡上對灌叢小區(qū)蒸散耗水量影響較明顯。

表4 監(jiān)測期內不同坡位條件下灌叢小區(qū)蒸散耗水量統(tǒng)計特征值

不同監(jiān)測時段內長柄扁桃小區(qū)灌叢不同坡位條件下蒸散耗水量動態(tài)變化如圖3所示。在各監(jiān)測時段，蒸散耗水量表現(xiàn)出較為一致的變化規(guī)律，即由坡頂?shù)狡碌祝^(qū)尺度蒸散耗水量整體表現(xiàn)為先減小后增加。從時間尺度上看，小區(qū)灌叢最大蒸散耗水量出現(xiàn)在7.17～8.17時間段，這是因為6—8月是長柄扁桃生長旺季，灌木生長耗水增加，降水較多(268.0 mm)，加之光照劇烈，土壤水分散失較多，其大小關系為：坡底>坡中(下)>坡頂>坡上>坡中(上)。因此，長柄扁桃生長也會加劇各灌叢小區(qū)蒸散耗水量變化。在8.17～9.17時間段內小區(qū)灌叢蒸散耗水量較少，分析原因可能與降水減少(32.1 mm)等有關。監(jiān)測期內坡底灌叢小區(qū)蒸散耗水量最大，這是因為坡底土壤含水量及儲水量較大，土壤水分條件較好，有利于灌木蒸騰及土壤蒸發(fā)。

圖3 2018年7-10月長柄扁桃小區(qū)灌叢蒸散量動態(tài)變化

3 討 論

土壤水分改善對毛烏素沙地的植被恢復有著至關重要的作用[6]。沙地土壤水分變化與降水量、植被類型、土壤質地、地形等因素有關，在其他因素相同情況下，地形(坡位、海拔)對土壤水分動態(tài)變化影響較大[23-24]，進而對土壤儲水量及蒸散耗水量產生影響。土壤含水量一般表現(xiàn)為：沙丘下部>沙丘中部>沙丘底部>沙丘中脊[10,25]，而郝振純等[26]和張思琪等[27]的研究則發(fā)現(xiàn)，從坡頂?shù)狡碌淄寥篮勘憩F(xiàn)為增加。這與本研究中土壤含水量在坡底較大，坡中(下)較低，且隨坡度延伸土壤含水量呈先減小再增大的趨勢略有不同。可能是由于本研究中沙丘底部海拔較低，距地下水較近，地下水對上層土壤水分特別是200—300 cm土層土壤水分的補充較大。同時降水較多(研究其內總降水量為496.8 mm)，降水不僅能加劇土壤水分在時空分布上不穩(wěn)定性，而且可以增加立地條件的顯著性[25]。5種坡位條件下0—50 cm土層內土壤含水量波動較劇烈，50—100 cm土層次之，而100—300 cm土層范圍內土壤含水量在不同坡位處存在較大差異，這一結果與賀美娜等[29]在刺槐林的研究存在較大差異。刺槐林土壤含水量在0—40 cm變化劇烈，在40—440 cm土層深度內變化較為穩(wěn)定，差別不大。這可能因為沙土與黃土相比土質疏松，降雨后地表徑流較少，入滲深度較大，本研究中發(fā)現(xiàn)土壤水分入滲超過3 m深度。這與王鍇等[27]在毛烏素風沙灘土壤水分入滲在日降水量為71 mm時僅為90 cm的研究存在較大差異。此外，坡中(上、下)180—220 cm土層范圍內存在一層固定沙丘形成過程中流沙覆蓋形成的腐殖質層，在一定程度上阻礙了上層水分的入滲并對水分起到保蓄作用，從而導致坡中100—200 cm范圍內土壤含水量增加。土壤儲水量反映了土層內部水分調節(jié)和儲蓄的功能，它是半干旱地區(qū)植被恢復與重建的重要影響因子[30]。研究表明，坡底土壤儲水量最大，坡頂和坡中(下)較低，坡位條件對土壤儲水量具有重要影響，這一結果與曹瑞敏[31]等對杜仲林土壤儲水量的研究較一致。

蒸散耗水是指土壤整體及植物向大氣輸送的水汽通量，是土壤—植物—大氣系統(tǒng)重要的組成部分[32]，受到土壤水分及氣象條件等多種因素的共同影響。本研究表明坡位條件對長柄扁桃林地蒸散耗水量具有重要影響，坡底較大，坡中較少。而張友焱等[33]通過沙柏地不同部位土壤水分變化研究則發(fā)現(xiàn)，沙柏蒸散耗水量在迎風坡底部較少，丘頂較大。這可能是因為研究區(qū)中坡底土壤含水量及儲水量較大，能夠對處于生長期的長柄扁桃提供充足的水分，同時高溫環(huán)境會加快土壤水分散失。這一結果與張國盛等[14]的研究較一致，臭柏、油蒿等灌木在8月份蒸騰速率最大。此外，降水也是灌木蒸散耗水量及土壤水分蒸發(fā)的重要影響因子[34]。研究時段內7月17日至8月17日處于長柄扁桃生長旺盛期，較多的降水(268.0 mm)促進了土壤含水量及儲水量的增加，從而導致蒸散耗水量增大；而8.17～9.17期間隨降水量(32.1 mm)的減少，土壤水分得不到有效補給，土壤含水量及儲水量下降，進而導致蒸散耗水量的急劇減少。9.17之后雖長柄扁桃葉片逐漸衰老但降水(96.1 mm)與之前相比有所增加，蒸散發(fā)表現(xiàn)出增加趨勢。表明降水對不同坡位條件下蒸散耗水量具有重要影響。

綜上所述，坡位條件對固定沙丘長柄扁桃林地土壤含水量、儲水量及蒸散耗水量時空變化均產生重要影響。然而土壤水分及蒸散發(fā)的時空變化是多種因素共同作用的結果，本研究中僅考慮迎風坡及坡頂土壤水分時空變化，對背風坡土壤水分空間分布還未曾涉及。因此，還不能完全闡述固定沙丘土壤水分空間分布規(guī)律。且未能充分考慮0—3 m范圍內土壤水分滲漏量(D)及地下水補給量(U)，特別是在坡底條件下，土壤水分受D和U的雙重影響，將導致土壤水分變化更加復雜，進而對蒸散耗水量產生影響。未來應加強D和U共同影響下的土壤水分時空變化及蒸散耗水規(guī)律。

4 結 論

(1) 不同坡位條件下0—300 cm土層范圍內土壤含水量變化表現(xiàn)出較大差異。隨土壤深度的增加，坡頂和坡上土壤含水量表現(xiàn)為先增加后降低而后趨于穩(wěn)定的變化趨勢；坡中(上、下)和坡底則表現(xiàn)為先增加后降低再增加再降低的變化趨勢。

(2) 變異系數(shù)分析表明，不同坡位條件下土壤含水量除坡底屬強變異外均呈中等變異，且坡底100—200 cm土層土壤含水量變異性最強；土壤儲水量與蒸散發(fā)量的強變異性則分別出現(xiàn)在坡上和坡底。

(3) 不同坡位條件下土壤含水量及儲水量大小均表現(xiàn)為：坡底>坡中(上)>坡上≥坡頂>坡中(下)；蒸散發(fā)量則表現(xiàn)為：坡底>坡頂>坡中(下)>坡上>坡中(上)。