白 曉,賈小旭,邵明安,2,趙春雷

(1. 西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,陜西楊凌 712100；2. 中國科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所生態(tài)系統(tǒng)網(wǎng)絡(luò)觀測與模擬重點實驗室,北京 100101；3. 中國科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院,北京 100190)

土壤水分是全球干旱半干旱地區(qū)植被生長和生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定的關(guān)鍵要素[1-2],在黃土高原地區(qū)尤為重要[3-6]。黃土高原生態(tài)恢復(fù)成效主要受限于水分條件,水分盈虧決定了植被的組成與分布[7]。然而,該區(qū)大規(guī)模種植的人工林草植被,如苜蓿、檸條、刺槐、沙打旺等都具有發(fā)達(dá)的根系和高耗水特性[8],引種之后大量消耗深層土壤水分,導(dǎo)致深層土壤水分嚴(yán)重虧缺而形成土壤干層[9-10],進(jìn)而威脅植被健康生長和人工生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定性[11],也會對水文生態(tài)環(huán)境造成一定負(fù)面影響[12]。黃土高原劇烈的土地利用變化對區(qū)域土壤水分過程造成巨大影響[13],顯著改變了區(qū)域陸地水文過程[14],因此,需要了解土地利用變化對土壤水分平衡的影響,從而為黃土高原合理植被重建與維持現(xiàn)有植被恢復(fù)成果提供科學(xué)依據(jù)。

苜蓿生長迅速且根系發(fā)達(dá),是保持水土的重要植物,在黃土高原地區(qū)被廣泛種植。然而由于苜蓿的高耗水特性,往往在種植一定年限后會形成深厚的土壤干層[15]。Wang等[16]研究表明,陜北地區(qū)苜蓿種植兩年后,土壤剖面開始形成干層,生長7 a后,土壤干層下邊界可達(dá)580 cm深度[9]。Wang等[17]運(yùn)用EPIC(Erosion-Productivity Impact Calculator Model)模型模擬了苜蓿草地土壤干層的演變特征,指出半濕潤黃土區(qū)苜蓿種植年限不宜超過10 a。佘冬立[18]研究發(fā)現(xiàn),苜蓿草地種植7～8 a后由于受到土壤水分脅迫,生物量開始逐漸降低,并指出通過改變土地利用方式,苜蓿草地、農(nóng)作物和翻耕裸露地輪作可有效恢復(fù)因苜蓿生長消耗的土壤水分。劉沛松等[19]研究發(fā)現(xiàn)寧南山區(qū)苜蓿草地經(jīng)過草糧輪作18 a后10 m剖面土壤水分基本可恢復(fù)到農(nóng)田狀態(tài)。萬素梅等[20]研究了黃土高原半濕潤區(qū)不同生長年限苜蓿草地0～10 m剖面土壤水分消耗規(guī)律,發(fā)現(xiàn)2～10 m剖面土壤通體干化,水分難以恢復(fù)。不同地區(qū)關(guān)于苜蓿草地土壤干燥化及其恢復(fù)的研究結(jié)果具有一定的差異性,這主要與氣候環(huán)境、土地利用轉(zhuǎn)變方式等不同有關(guān)。此外,以往對土壤干層研究大都以單一植被生態(tài)系統(tǒng)為主要研究對象,且主要關(guān)注土壤水分消耗過程,而對土地利用變化條件下土壤水分補(bǔ)給和消耗過程的動態(tài)變化研究較少。程立平等[21]在黃土高原南部長武塬區(qū)利用同位素示蹤技術(shù),結(jié)合長期深剖面土壤水分觀測,分析了土地利用變化對地下潛水補(bǔ)給的影響,為深層土壤水分補(bǔ)給研究提供了依據(jù)。相關(guān)研究對補(bǔ)給過程的深入認(rèn)識仍顯不足,特別是關(guān)于長時間序列的水量平衡分析方面,限制了對土地利用方式變化下土壤供水能力長期演變趨勢的定量認(rèn)識。

本研究通過監(jiān)測黃土高原北部神木六道溝小流域2004—2016年農(nóng)耕地、苜蓿草地和天然草地0～4 m剖面不同土層土壤水分,對Hydrus-1D模型進(jìn)行校驗,在此基礎(chǔ)上模擬分析1981—2050年期間農(nóng)耕地—苜蓿草地—天然草地變化情景下0～4 m剖面土壤水分的長期變化過程,量化土壤儲水量、深層滲漏和蒸散發(fā)等水文變量的演變特征,揭示典型人工植被苜蓿種植前后各水文變量與降水量之間的關(guān)系,以期為黃土高原地區(qū)土地利用優(yōu)化、土壤干層調(diào)控以及土壤水分可持續(xù)利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)地處黃土高原北部風(fēng)蝕水蝕交錯帶的陜西省神木市六道溝小流域(38°46′N—38°51′N,110°21′E—110°23′E,海拔1 248 m)[22]。氣候類型為溫帶大陸性季風(fēng)氣候,雨熱同期,降水集中在夏季,主要為暴雨形式。1961—2016年氣象資料顯示,研究區(qū)年均降水量426.7 mm,其中76.3%的降水分布在6—9月份；年均氣溫9.0 ℃,極端最低氣溫-29.0 ℃,極端最高氣溫41.2 ℃；年均相對濕度54.3 %,日均日照時數(shù)7.9 h,平均風(fēng)速為2.0 m/s。研究區(qū)土壤類型主要為由第四系風(fēng)成粗骨質(zhì)黃土發(fā)育而來的粉砂質(zhì)壤土。植被類型包括苜蓿草地(Medicagosativa)、檸條林地(Caraganakorshinskii)、農(nóng)耕地和天然草地,有少量喬木林地分布在水分條件較好的壩地或溝道。農(nóng)耕地主要種植作物為粟(Setariaitalica)和綠豆(Vignaradiata),天然草地優(yōu)勢物種為長芒草(Stipabungeana),喬木林地主要為旱柳(Salixmatsudana)、小葉楊(Populussimonii)和山杏(Armeniacasibirica)。

1.2 試驗設(shè)計

2004年,在坡耕地上建立了4個規(guī)格為61 m×5 m的徑流觀測小區(qū),坡度12°,植被類型依次為檸條林地、苜蓿草地、天然草地和農(nóng)耕地。農(nóng)耕地種植方式以粟和綠豆輪作,每年施肥量分別為120 kg/hm2氮肥和 60 kg/hm2磷肥,全年無灌溉。各小區(qū)以0.5 m距離間隔,周圍分別建設(shè)混凝土墻以阻止小區(qū)間側(cè)向地表徑流和壤中流,混凝土墻高出地上0.2 m,深入地下0.3 m。自坡上向下均勻布設(shè)11根4.2 m長中子水分測管,中子管間隔5 m,利用中子水分儀定期測定0～4 m剖面不同土層土壤體積含水量。其中1 m 以內(nèi)測量間隔10 cm,1 m以下間隔20 cm,校正方法見文獻(xiàn)[23]。2004—2016年共測定92次數(shù)據(jù),對于每種植被,取11根中子管土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)的平均值作為該小區(qū)土壤水分?jǐn)?shù)據(jù),用于Hydrus-1D模型標(biāo)定和校驗。

1.3 水量平衡方程

黃土高原土層深厚,地下水位較深(通常>30 m),地下水難以補(bǔ)給根區(qū)土壤水[26]。因此,深厚黃土區(qū)水量平衡方程如下：

P+Li+F↑=Rs+ET+Lo+F↓+ΔS

(1)

式中:P為降水,mm；Li為側(cè)向壤中流輸入量,mm；F↑為下部土層的向上補(bǔ)給量,mm；Rs為地表徑流量,mm；ET為蒸散發(fā),mm；Lo為側(cè)向壤中流輸出量,mm；F↓為對下部土層的入滲量,mm；ΔS為土壤儲水量變化量,mm。

式(1)左側(cè)為以土柱為主體的輸入部分,右側(cè)為輸出部分。研究區(qū)土壤性質(zhì)在垂直方向上的變異大于水平方向,并且由于人工植被土壤含水量低,側(cè)向壤中流微弱,因此不考慮側(cè)向壤中流[22]。在2004—2016年的田間觀測期間,4個徑流小區(qū)幾乎沒有觀測到坡面產(chǎn)流情況,因此,本研究忽略地表徑流量。簡化后的式(1)如下：

P=ET+ΔF+ΔS

(2)

ΔFt=F↓t-F↑t

(3)

ΔSt=St-St-1

(4)

式中:ΔF為土層底部交換量,mm；ΔFt和ΔSt分別為t時刻的土層底部交換量和土壤儲水量變化量,mm；F↓t和F↑t分別為t時刻的上部向下部土層的滲漏和補(bǔ)給量,mm；St和St-1分別為t和t-1時刻的土壤儲水量,mm。式(2)左側(cè)為土壤水的主要來源,右側(cè)為土壤水的耗散項,分別是蒸散發(fā)量(ET)、土層底部交換量(ΔF)和土壤儲水量變化量(ΔS)。

降水量通過氣象站觀測獲得,利用Hydrus-1D模擬獲得土層底部交換量和土壤儲水量,并獲得土壤儲水量變化量?？紤]到蒸散發(fā)分為土壤蒸發(fā)和植物蒸騰兩部分,而Hydrus-1D模型在計算蒸散發(fā)時對水分脅迫情況下實際蒸散發(fā)機(jī)理考慮不足[22],故其輸出的蒸散發(fā)數(shù)據(jù)不作為水量平衡中的ET變量,而通過式(2)獲得。

1.4 Hydrus-1D土壤水分模擬

Hydrus-1D是模擬非飽和多孔介質(zhì)一維水流運(yùn)動和溶質(zhì)運(yùn)移的程序。通過對Hydrus-1D設(shè)定上、下邊界條件,以氣象參數(shù)、土壤水力參數(shù)和植被參數(shù)為輸入變量,輸出土壤水分、土壤儲水量、底部交換量等水文變量,可為水量平衡方程(式(2)—式(4))提供數(shù)據(jù),以揭示土地利用變化下土壤水分平衡各水文變量的長期變化規(guī)律。

1.4.1 邊界條件

模型上邊界條件設(shè)置為大氣邊界,下邊界條件設(shè)置為自由排水。Hydrus-1D模擬所需氣象條件包括日尺度的降水量(P)、最高氣溫(Tmax)、最低氣溫(Tmin)、相對濕度(RH)、風(fēng)速(WS)和日照時數(shù)(SH),輻射消光系數(shù)(RE)為模型默認(rèn)的0.463[25-26]。模型模擬時間跨度為1981—2050年,共25 567 d,其中1981—2003年為農(nóng)耕期,2004—2016年為苜蓿種植期,2017—2050年為天然草地期。在長期觀測土壤水分的2004—2016年,分為標(biāo)定期(2004—2009年)和校驗期(2010—2016年)。標(biāo)定期初始條件為2004年7月8日測定的剖面土壤含水量。

1.4.2 土壤水力性質(zhì)

安裝中子管之前,將0～4 m土壤剖面分為10層(0～10 cm,10～20 cm,20～40 cm,40～60 cm,60～80 cm,80～100 cm,100～150 cm,150～200 cm,200～300 cm和300～400 cm)采集擾動土壤樣品,用于測定土壤顆粒組成。另外,挖取0～40 cm剖面采集原狀土壤樣品,用于測定田間持水量(FC,cm3/cm3)、容重(BD,g/cm3)等土壤水力性質(zhì)(表1)。

表1 研究區(qū)土壤水力性質(zhì)Table 1Soil hydraulic properties in the study area

1.4.3 氣象數(shù)據(jù)

利用小流域的自動氣象觀測站獲取1981—2016年的日尺度氣象數(shù)據(jù),包含P、Tmax、Tmin、RH、WS和SH等。利用Excel中的RAND函數(shù),從觀測氣象數(shù)據(jù)中以年為基本單元隨機(jī)選取34 a組合生成2017—2050年的氣象數(shù)據(jù)(圖1)。隨機(jī)獲取的未來氣象數(shù)據(jù)年內(nèi)和年際變異特征與1981—2016年觀測的數(shù)據(jù)相一致。本研究不考慮未來氣候變化情景。

圖1 研究區(qū)1981—2050年日尺度氣溫和降水時間序列Fig.1Daily air temperature and rainfall during 1981—2050 in the study area

1.4.4 植被生長條件

植被參數(shù)包括植株高度、葉面積指數(shù)、根系分布和最大根系深度。以Feddes模型為根系吸水模型,模擬過程中農(nóng)耕期設(shè)置為植被參數(shù)數(shù)據(jù)庫中的“小谷物”,苜蓿期為“苜蓿”,天然草地期為“草地”(表2)。植株高度、葉面積指數(shù)、最大根系深度和根系分布從已有研究資料收集獲取[27-28],其中苜蓿草地考慮了植物根系深度隨年份的變化[18]。

表2 根系吸水模型Feddes參數(shù) cm

1.4.5 模型校正與精度評價

利用2004—2009年和2010—2016年觀測土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)分別對模型進(jìn)行校準(zhǔn)和驗證。將實測土壤水力參數(shù)輸入Rosetta傳遞函數(shù)模型推算初始土壤水力參數(shù),以van Genuchten模型的5個參數(shù)表示:殘余含水量(θr)、飽和含水量(θs)、α、n和飽和導(dǎo)水率(Ks)。其中,0～40 cm三層采用SSCBDTH33模型(Textural percentages and bulk density (BD) with water content at 33 kPa suction (TH33)),40～400 cm七層采用SSC模型(Texture percentages (Sa、Si、Cl))預(yù)測土壤水力參數(shù)。利用測定的土壤水分?jǐn)?shù)據(jù)對水力參數(shù)進(jìn)行校正,得到優(yōu)化后的水力參數(shù)(表3)。

表3 模型優(yōu)化土壤水力參數(shù)Table 3Optimal soil hydraulic parameters for modeling input

選取3個指標(biāo)評價Hydrus-1D的模擬精度:納什效率系數(shù)(Nash-Sutcliffe efficiency coefficient,ENS)[29],均方根誤差(Root Mean Squared Error,ERMS)和Pearson相關(guān)系數(shù)R[22]。其中,ENS越接近于1,表明過程變化模擬越好；ERMS越接近于0,模擬值和觀測值總體越接近；R越接近于1,表明模擬值和觀測值相關(guān)性越好。評價指標(biāo)計算公式如下：

(5)

(6)

(7)

式中:θt,obs和θt,sim分別為t時刻實測和模擬土壤水分,cm3/cm3；θobs和θsim分別為實測和模擬土壤水分的平均值,cm3/cm3；n為觀測次數(shù)。

2 結(jié)果與討論

2.1 模型模擬精度評價

由表4可知,3種土地利用方式下80～400 cm較深土壤水分的模擬效果均優(yōu)于0～60 cm淺層土壤；0～60 cm土層苜蓿草地、農(nóng)耕地和天然草地的ENS分別介于0.05～0.29,-0.56～0.42和-0.25～0.21。這主要是由于淺層(0～60 cm)土壤水分受到外界環(huán)境的影響更大,例如植被冠層截留的影響,而Hydrus-1D模型難以準(zhǔn)確模擬截留過程[17]。此外,可能還與中子水分儀測定淺層土壤水分誤差較大有關(guān)[22,30]。相較淺層土壤水分,苜蓿草地、農(nóng)耕地和天然草地較深土層(80～400 cm)的ENS分別介于0.53～0.90,-0.30～0.51和0.35～0.75,隨土層深度增加,土壤水分模擬精度顯著提高,這與Liu和Shao[27]的研究結(jié)果一致。本研究主要關(guān)注土地利用變化下深層土壤水分及土壤干層的響應(yīng)特征。與淺層土壤相比,深層土壤的降水入滲量和蒸散消耗量均較小,受外界干擾較小,使得深層土壤含水量時間穩(wěn)定性高于淺層土壤[31]。其次,淺層土壤是植物根系的主要分布土層,土壤水分被降水補(bǔ)充的同時,根系大量消耗這一土層的土壤水分,土壤水分隨時間的變化更為明顯[32]。因此,淺層土壤對于氣象、植被等因素更為敏感,土壤水分的時間變異性更高,增大了定量模擬的難度[33]。

在80～400 cm土層,苜蓿草地ERMS和R分別介于0.02～0.03和0.81～0.96,農(nóng)耕地ERMS和R分別介于0.01～0.02和0.76～0.92,天然草地ERMS和R分別介于0.01～0.02和0.71～0.90?？傮w來看,Hydrus-1D對苜蓿草地土壤水分模擬精度最高,其次為天然草地,對農(nóng)耕地模擬精度較差。這主要是由于一年生作物和草本植物的耗水特征在氣象條件(降水、氣溫等)、植物特性(冠層截留、植株高度、根系最大深度和分布等)影響下差異較大。相比之下,苜蓿的根系能夠從較深層(>1 m)土壤吸收水分,平滑了降水和氣溫變化對植被耗水的影響。因此,苜蓿總體的模擬精度高于天然草地和農(nóng)耕地,這與前人的研究結(jié)論一致[22,27,34]?？傊?Hydrus-1D對3種土地利用方式土壤水分動態(tài)的模擬效果較好,可滿足本研究所需的精度要求。因此,利用校驗后的模型進(jìn)一步模擬分析了1981—2050年間農(nóng)耕地—苜蓿草地—天然草地變化情景下0～4 m剖面土壤水分動態(tài)過程。

表4 3種土地利用方式下土壤水分模擬精度評價指標(biāo)Table 4Evaluation indices of soil moisture simulation precision under three land use types

2.2 土壤水分長期演變規(guī)律

研究區(qū)1981—2050年0～4 m剖面土壤水分動態(tài)及其對土地利用變化的響應(yīng)如圖2所示。結(jié)果表明,土壤水分長期變化特征可分為5個階段:1981—2003年農(nóng)耕地期間,土壤水分維持在較高水平,并隨降水波動變化,0～4 m平均土壤儲水量為(732±69) mm；2004—2009年苜蓿種植前5 a期間,土壤水分急劇下降,土壤儲水量從732 mm銳減至438 mm；2010—2016年苜蓿草地期間,土壤含水量較低且穩(wěn)定不變,土壤儲水量為(407±37) mm；2017—2024年苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸氐那? a期間,土壤水分逐漸恢復(fù),土壤儲水年恢復(fù)速率為46 mm/a,土壤供水能力逐漸增強(qiáng)；2025—2050年天然草地期間,土壤水分較高且隨降水波動變化,0～4 m平均土壤儲水量維持在(733±68) mm。在氣候未發(fā)生變化情景下,苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾?4 m深度土壤水分可在8 a左右恢復(fù)至天然草地水平。

根據(jù)以往研究,土壤干層判定閾值通常為田間持水量的60%[16]。本研究區(qū)的土壤田間持水量為0.20 cm3/cm3,因此研究區(qū)土壤干層的判定閾值為0.12 cm3/cm3。由圖2可知,農(nóng)耕期0～4 m剖面無土壤干層形成,而苜蓿種植后的第3 a土壤干層開始形成,在種植后的第3～6 a間土壤干層厚度不斷增加。土壤干層下邊界達(dá)到1 m、2 m、3 m和4 m的時間分別為苜蓿種植后第3 a、4 a、5 a和8 a[16],之后土壤干層下邊界深度超過4 m,超過模擬深度,其厚度變化隨苜蓿根系加深而變化。此時,土壤干層內(nèi)平均含水量低至0.10 cm3/cm3,僅為田間持水量的50%,接近于萎蔫濕度(0.08 cm3/cm3),植物根系吸水和土壤水分補(bǔ)給達(dá)到一種動態(tài)平衡,土壤含水量維持在較低水平[8,12]。土壤干層形成后,短時強(qiáng)降雨僅能在短期內(nèi)補(bǔ)給淺層(<1 m)土壤水分[9]。She等[30]研究發(fā)現(xiàn),苜蓿蒸散耗水量大于降水輸入,深層土壤水分被根系消耗用于維系植物生長。3種植被類型具有相同的土壤質(zhì)地、氣候條件和微地形,因此,土壤水分演變過程的顯著差異主要由植被類型的不同導(dǎo)致。

與苜蓿草地不同,天然草地生物量較低且根系在土壤中分布較淺,降雨能夠充分穿透冠層到達(dá)地面,從而下滲補(bǔ)充土壤水分[9],且植被耗水量低[34-35]。因此,苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾?土壤水分逐漸恢復(fù),土壤供水能力逐漸增強(qiáng)。以往研究基于長期土壤水分觀測數(shù)據(jù),探討了干層恢復(fù)所需的時間[36]。例如,在黃土高原南部將30 a樹齡的蘋果園轉(zhuǎn)變?yōu)槎←満?0～3 m剖面土壤水分恢復(fù)需要4.4～8.4 a(平均7.3 a),而0～10 m剖面土壤水分恢復(fù)需要6.5～19.5 a(平均13.7 a)[33]。劉沛松等[19]研究發(fā)現(xiàn),將生長18 a的苜蓿去除以后,土壤干層可以逐年恢復(fù)。萬素梅等[20]發(fā)現(xiàn),黃土高原中部苜蓿草地3～10 m土壤干層難以恢復(fù)。在長武的研究發(fā)現(xiàn)除苜蓿草地以外,在現(xiàn)有種植制度下,農(nóng)地2～3 m的土壤干層均能在10 a內(nèi)恢復(fù)[37]。因此,土壤干層恢復(fù)時間和程度與植被類型轉(zhuǎn)變方式、降水量等因子有關(guān)[8]。本研究苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾蟮?017—2024年間,0～4 m剖面土壤儲水量以45 mm/a的速率增加；到2025年,0～4 m土層土壤含水量和土壤儲水量分別達(dá)到0.186 cm3/cm3和(930±57) mm,4 m深度土壤干層完全恢復(fù)。土壤干層恢復(fù)以后,天然草地0～4 m剖面土壤水分隨降水波動變化。在本研究區(qū),降水是土壤水分的唯一補(bǔ)給源,在干旱年份,臨時性土壤干層會短暫出現(xiàn)在淺層土壤(<1 m),對土壤水分的深層補(bǔ)給沒有影響。因此,黃土高原北部植被恢復(fù)宜采用天然草地,而人工植被下土壤干層的恢復(fù)可通過改變土地利用方式來實現(xiàn)。然而,研究區(qū)土壤干層深度往往超過4 m[8-9,12],其干層修復(fù)時間可能需要更長時間,未來應(yīng)加強(qiáng)更深層次土壤水分及土壤干層動態(tài)的模擬研究。

圖2 研究區(qū)1981—2050年0～4 m剖面土壤水分演變特征Fig.2Simulated soil water dynamics in the 0—4 m soil profile during 1981—2050 in the study area

2.3 水文分量的定量分析

研究區(qū)1981—2050年間土壤水量平衡中各水文分量的月尺度變化情況如圖3所示。結(jié)果表明,降水量隨時間波動,無顯著增加或減少的趨勢。苜蓿種植期間的2013年8月和2016年8月蒸散發(fā)量達(dá)到最高,分別為148 mm和142 mm。土壤儲水量在農(nóng)耕期間(1981—2003年)隨降水波動,在苜蓿種植期間(2004—2016年)逐月降低,苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾?2017—2050年)逐年恢復(fù),并隨降水波動。當(dāng)上層(<4 m)土壤水分向下層滲漏時,底部交換量為負(fù)值,反之下層向上補(bǔ)給時,底部交換量為正值。農(nóng)耕地期間,底部交換量隨降水波動變化,而苜蓿種植初期底部交換量絕對值逐月減少,之后(2011—2016年)底部交換量(4 m處)幾乎為0,土壤干層發(fā)育基本穩(wěn)定,表明土壤干層的形成將直接影響深層土壤水分的補(bǔ)給。將苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸爻跗?2017—2027年)底部交換量持續(xù)為0,當(dāng)土壤干層完全恢復(fù)后底部交換量絕對值逐月增加,之后(2028—2050年)隨降水波動變化。底部交換量的演變規(guī)律表明,研究區(qū)0～4 m土壤水量交換以上層(<4 m)向下層(>4 m)滲漏為主,無反向補(bǔ)給,其中農(nóng)耕地期間為-46.56 mm/a,苜蓿草地前期為-19.88 mm/a,后期為-4.65 mm/a,天然草地前期(2017—2027年)為-1.32 mm/a,后期(2028—2050年)為-37.68 mm/a,表明苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸匾院?降水對深層土壤水分的補(bǔ)給功能恢復(fù),土壤供水能力逐漸增強(qiáng)。

圖3 研究區(qū)1981—2050年水文變量逐月變化特征Fig.3Monthly variations of various hydrological variables from 1981—2050 in the study area

水量平衡中各水文分量在不同土地利用時期的年均統(tǒng)計特征值如表5所示。結(jié)果表明,農(nóng)耕期年降水量的88%用于蒸散發(fā),滲漏損失占11%,剩余1%為土壤儲水量的增加量,年均增加約3 mm。苜蓿種植初期,蒸散量占年降水量的108%,底層滲漏迅速減少,僅占年降水量的5%。蒸散發(fā)不僅完全消耗降水,還消耗部分土壤儲水量,此外還有部分土壤儲水量被消耗于底層滲漏,年均消耗量為20 mm。隨著土壤干層形成以后,降水幾乎完全用于蒸散發(fā)消耗,底層滲漏僅占年降水量的1%。苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸爻跗?蒸散量降低31%,降水量的88%用于蒸散消耗,底層滲漏幾乎為0,剩余的12%用于補(bǔ)給土壤水分,年均補(bǔ)給量為45 mm。土壤干層完全恢復(fù)以后,降水量的92%用于蒸散發(fā),剩余8%為底層滲漏損失,土壤儲水量幾乎穩(wěn)定不變。植被蒸散發(fā)量占降水量比例特征與前人研究結(jié)論相一致[18,38],證明結(jié)果可信。因此,苜蓿種植后不僅消耗了全部降水,還大量消耗土壤中儲存的水分,導(dǎo)致深層土壤干燥化。

表5 不同土地利用時期水文變量年均統(tǒng)計特征Table 5Annual hydrological variables in different land use periods

3 結(jié) 論

基于黃土高原北部長期深層土壤水分定位觀測，利用校驗的Hydrus-1D模型模擬了農(nóng)耕地—苜蓿草地—天然草地在1981—2050年期間土壤水分平衡的演變過程，得到以下結(jié)論:

(1) 農(nóng)耕地土壤水分保持在較高水平,并維持動態(tài)平衡,苜蓿種植后蒸散發(fā)量大幅增加,超過年降水量,土壤儲水量為凈消耗狀態(tài),導(dǎo)致土壤水分負(fù)平衡。苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾?蒸散發(fā)量顯著降低,土壤水分逐漸補(bǔ)給,4 m深度剖面土壤水分在苜蓿草地轉(zhuǎn)變?yōu)樘烊徊莸睾蟮牡? a完全恢復(fù)正常水平。

(2) 種植高耗水的苜蓿可導(dǎo)致土壤水分負(fù)平衡,引起土壤干燥化,進(jìn)而對深層土壤水分補(bǔ)給產(chǎn)生負(fù)面效應(yīng),通過改變植被類型可使土壤干層得到有效改善。