李奕然,馬 英,宋獻方,楊麗虎,*,劉恩民,王勝寶,王 潔

1 中國科學院地理科學與資源研究所,陸地水循環(huán)及地表過程院重點實驗室, 北京 100101 2 中國科學院大學,資源與環(huán)境學院, 北京 100049 3 保定市水土保持試驗站, 保定 071000

20世紀70年代末以來,我國北方開展了大規(guī)模植樹造林工程,在治理荒漠化[1]、緩解水土流失[2]、涵養(yǎng)水源[3]等方面發(fā)揮了重要作用。但伴隨人工林林齡的增加和氣候變化(如降水格局變化)的加劇,森林植被水循環(huán)過程發(fā)生改變[4-5],深層土壤水消耗等問題逐漸突顯[5-6]。地下水-土壤-植物-大氣連續(xù)體(簡稱GSPAC系統(tǒng))水循環(huán)過程中,土壤水分運動作為聯(lián)系各界面水分轉(zhuǎn)化過程的關(guān)鍵紐帶[7-8],是影響森林水源涵養(yǎng)[3]、土壤保持功能[9]和植被恢復[6]的重要因素。因此,研究變化環(huán)境下的森林植被土壤水分運移規(guī)律,尤其是不同植被類型影響下土壤水分運移的差異,對指導植被生態(tài)恢復具有重要的科學意義和實用價值。

人工林植被可通過改變土壤容重、土壤孔隙度,從而增強土壤入滲性能[10-11],使土壤儲水能力增加。但另一方面,相對于造林前的荒草等植被,人工林冠層降水截留作用顯著[12],淺層土壤水補給減少,但蒸騰量增大,明顯促進了深層土壤水分利用[13]；而林齡的增加可能在深層土壤水分有效性未降至某一閾值時進一步增加樹木根系吸水深度[5]。降水是直接影響土壤水分分布[14]和植被水分利用規(guī)律[15]的重要因素。次降雨后或者旱季轉(zhuǎn)入雨季時,表層土壤水分增加,使得人工林(側(cè)柏)根系吸水深度明顯上移[16]；豐水年和枯水年相比,人工林(波西米亞歐洲云杉和歐洲山毛櫸)和天然草場之間土壤水分運移特征的差異明顯減小[17]。但人工林和天然植被對降水的響應仍需開展長時間序列、多時間尺度的對比監(jiān)測研究。

太行山區(qū)是華北平原地下水的主要側(cè)向補給區(qū),其水量變化影響重大[10]。崇陵流域位于太行山北部,流域內(nèi)人工林植被分布廣泛,研究該流域的土壤水分運移和植被水分利用規(guī)律對于深入認識變化環(huán)境下的華北平原水循環(huán)具有重要意義。水勢梯度是土壤水分運動的驅(qū)動力[18]。本研究基于崇陵流域近5年(2014—2018年)土水勢自動監(jiān)測數(shù)據(jù),研究了多時間尺度(半小時、天、月、年)典型人工側(cè)柏林土壤水勢對降水的響應過程,并以荒草植被為對照,對比分析了不同植被間水分利用特征的差異,可為北方人工林水源涵養(yǎng)、生態(tài)恢復和區(qū)域水資源管理提供科學依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于中國科學院地理科學與資源研究所陸地水循環(huán)及地表過程院重點實驗室的崇陵流域?qū)嶒灮?115°21′ E,39°23′ N),地處河北省易縣境內(nèi)、太行山脈北端、大清河水系白洋淀上游,屬北易水二級支流。崇陵流域總面積約6 km2,長約4.4 km,平均寬1.5 km。海拔高度85—300 m,地勢西北高東南低,為低山丘陵區(qū)。屬溫帶大陸性季風氣候,年平均氣溫為11.6 ℃,多年平均降水量為641 mm,年平均潛在蒸發(fā)量為1906 mm,無霜期約210 d[10]。流域內(nèi)植被覆蓋度較高,主要包括90 a樹齡和60 a樹齡側(cè)柏以及荒草等,分別位于研究區(qū)內(nèi)的成林溝、幼林溝和楊樹溝(圖1)。研究區(qū)地表以下100 cm內(nèi)土壤質(zhì)地主要為砂壤土和壤土,流域溝道內(nèi)地下水埋深約為2.5—4 m。

圖1 研究區(qū)植被及試驗監(jiān)測點分布示意圖[19] Fig.1 The schematic diagram of vegetation distribution and experimental plots in Chongling catchment [19]

1.2 實驗方法

本研究于2014—2018年4—10月對流域內(nèi)典型人工林植被(90 a樹齡側(cè)柏和60 a樹齡側(cè)柏)以及荒草開展土壤水勢動態(tài)監(jiān)測試驗。90 a側(cè)柏、60 a側(cè)柏和荒草監(jiān)測點平均海拔高度分別為110 m、110 m和90 m,平均坡度分別為8°、9°和8°。通過現(xiàn)場分層(10、20、30、50、70和100 cm)采集土壤樣品以及室內(nèi)測試分析可知,各監(jiān)測點0—100 cm深度內(nèi)平均土壤容重分別為1.33、1.62和1.44 g/cm3,平均飽和含水量分別為0.49、0.41和0.42 cm3/cm3。在三個監(jiān)測點分別安裝DLS- 3型電測負壓計(中國科學院地理科學與資源研究所,北京,中國)自動監(jiān)測土壤水基質(zhì)勢,測定深度分別為10、20、30、50、70和100 cm,數(shù)據(jù)采集頻率為0.5 h。其中,2017年90 a側(cè)柏林地基質(zhì)勢數(shù)據(jù)缺失。

在60 a側(cè)柏和荒草分布區(qū)土水勢監(jiān)測點附近開闊區(qū)域分別安裝SL3翻斗式雨量筒,由HOBO數(shù)據(jù)采集器(Onset Computer Corporation,MA,USA)自動記錄降雨量,測量精度為0.1 mm。90 a側(cè)柏分布區(qū)的降雨量采用臨近的氣象場降雨量觀測數(shù)據(jù),觀測儀器同上。降雨量與基質(zhì)勢觀測基本同步。2014—2018年4—10月典型植被生長季內(nèi)降雨量平均為(463.3±100.7)mm,其中4—6、7—8和9—10月份降雨量分別占降雨總量的(24.6±7.4)%、(53.4±16.7)%和(22.0±11.4)%。根據(jù)降雨量P-III型頻率曲線分析可知,2014年植被生長季(4—10月)為枯水年,2015—2018年為平水年。

1.3 計算方法與數(shù)據(jù)分析

研究區(qū)0—100 cm土壤非飽和帶土水勢僅考慮重力勢和基質(zhì)勢,且為兩者之和。相鄰兩土層間的土水勢梯度由式(1)計算得到：

(1)

其中,ψ1、ψ2分別為上、下兩層土水勢(以地表為基準,向上為正),cm；d1、d2分別為上、下層深度,cm；ψ′為相鄰兩層間水勢梯度,cm/cm,正值代表下層土水勢高于上層,土壤水分向上運移,負值相反。水勢梯度為零即土壤水分通量為零的水平面稱為零通量面。零通量面法是研究降雨、灌溉等入滲補給土壤水、潛水以及土壤蒸發(fā)、潛水消耗的一種重要方法[18]。

降雨以及土水勢半小時、天、月和年尺度變化規(guī)律的分析主要采用Excel 2007完成,用SPSS 18.0進行相關(guān)性分析和單因素方差分析。由結(jié)果分析提出不同植被類型覆蓋下土壤水分運移和植被根系水分利用模式。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同時間尺度土水勢動態(tài)變化

基于2014—2018年4—10月三種典型植被覆蓋下半小時尺度土水勢監(jiān)測數(shù)據(jù)分析可知,不同植被各深度土水勢的日變化趨勢基本一致,均呈單峰型(圖2),每日13:00—14:00左右達到峰值((-199.7±58.2)cm),6:00或24:00左右呈極小值((-256.6±62.3)cm)。土水勢日變化幅度隨深度呈逐漸減弱趨勢,日變差系數(shù)絕對值(0.11±0.07)和極差((67.77±36.89)cm)均隨深度逐漸減小,且0—50 cm土水勢的日波動范圍明顯大于50—100 cm土水勢日波動范圍。雨季及雨季后(7—10月)不同植被覆蓋下土水勢日變化差異明顯。土水勢日絕對變幅(極差)由小到大依次為60 a側(cè)柏(56.1 cm)<90 a側(cè)柏(62.2 cm)<荒草(85.4 cm),荒草地土水勢日變幅明顯大于人工林地,而土水勢日變幅隨土壤深度增加而逐漸減小的速率依次為90 a側(cè)柏林地(1.0×10-1cm/cm)>60 a側(cè)柏林地(7.2×10-2cm/cm)>荒草地(4.4×10-2cm/cm)。90 a側(cè)柏林地、60 a側(cè)柏林地和荒草地土水勢日平均離散度(變差系數(shù)絕對值)依次增大(0.09<0.10<0.13),但日離散度隨土壤深度增加而逐漸減小的速率依次降低((6.8×10-4>5.2×10-4>5.1×10-4)cm-1),荒草地土水勢日離散度大于人工林地,且在20 cm處出現(xiàn)極大值(0.15)。

圖2 典型植被覆蓋下不同月份各深度土水勢日變化Fig.2 Diurnal dynamics of soil water potential at each depth from April to October for representative vegetations

試驗觀測期內(nèi)日平均土水勢動態(tài)變化特征如圖3所示。每年4—6月流域內(nèi)干旱少雨,土水勢較低((-263.7±63.4)cm),各植被覆蓋下土水勢均呈減小趨勢,在6月達到全年最低值((-305.2±58.3)cm)。7—8月進入雨季,土水勢隨降雨增加而迅速升高且波動幅度較大((-215.7±105.9)cm)。9—10月因植被生長耗水減少,雖降雨有所減少,土水勢整體仍維持較高值((-210.6±51.9)cm),該時段降雨較少時土水勢呈小幅減小趨勢。不同植被類型覆蓋下土水勢年內(nèi)變化幅度差異較大,其中荒草地土水勢年內(nèi)波動幅度總體上小于側(cè)柏林地。各植被類型土水勢年內(nèi)波動幅度總體上隨深度的增加而減小,其中10—20 cm波動最強烈(變差系數(shù)-0.70±0.17),100 cm處波動最小(變差系數(shù)-0.52±0.18)。

圖3 不同植被覆蓋下各深度土水勢日均變化規(guī)律Fig.3 Daily variations in soil water potential at each depth under different vegetation types

用年內(nèi)各深度土水勢平均值代表當年平均土水勢(圖4),結(jié)果顯示年均土水勢90 a側(cè)柏林地<荒草地<60 a側(cè)柏林地,與年降雨量變化趨勢相似,其中60 a側(cè)柏林地年降雨量與年均土水勢呈顯著線性相關(guān)(P=0.0432)。相同植被類型覆蓋下枯水年與平水年的年內(nèi)波動幅度無顯著差異(圖4)。不同年間90 a側(cè)柏林地(P=0.0007)、60 a側(cè)柏林地(P=0.0005)和荒草地(P=0.0000)各深度土水勢均存在顯著差異,土水勢剖面分布特征年際變化較大,平水年和枯水年之間差異顯著(P<0.05),由此表明研究區(qū)人工林和荒草植被覆蓋下土水勢受降雨影響顯著。

圖4 不同植被類型土水勢年際變化和枯、平水年差異Fig.4 Dynamics of soil water potential among years and between dry year and normal years under different vegetation types

2.2 土水勢梯度和零通量面時空變化特征

2014—2018年不同植被監(jiān)測點相鄰觀測深度的土水勢梯度月平均變化值如圖5所示,荒草地10—20 cm水勢梯度正值較多且明顯大于其他植被覆蓋區(qū),表明荒草地表層土壤水分主要向上運移；側(cè)柏林地30—70 cm土水勢梯度絕對值明顯大于荒草地,且60 a、90 a側(cè)柏林地分別在50—70、30—50 cm相對較大。不同月份之間20—30 cm土水勢梯度變化最大,此外,側(cè)柏林地50—70 cm土水勢梯度變化也較為明顯。平水年雨季(7—8月)土壤水分平均運移趨勢較非雨季弱。土壤水分運移方向變化基本集中在7—9月,約占45%—65%?？菟?2014年)轉(zhuǎn)為平水年(2015—2018年)后,隨年份的增加,土水勢梯度總體呈減小趨勢,即土壤水分平均運移趨勢減弱。

圖5 不同植被類型下土水勢梯度變化Fig.5 Variations in gradients of soil water potential under different vegetation types

根據(jù)零通量面發(fā)生位置變化分析可知,半小時和天尺度(圖6)三種典型植被覆蓋下土壤剖面水分運移方向均變化頻繁,水分運動強烈,各觀測深度處均有持續(xù)性零通量面存在,其中聚合型零通量面深度隨季節(jié)、年份的變化總體呈現(xiàn)雨季后(9—10月)發(fā)生深度增大、枯水年較平水年發(fā)生深度波動大的特點。月尺度上,90 a側(cè)柏林土壤剖面上存在多個零通量面,主要為20 cm和50或70 cm左右的聚合型零通量面。60 a側(cè)柏林地剖面上存在2個主要零通量面,即20 cm的發(fā)散型零通量面和70 cm的聚合型零通量面?；牟莸貎H在20—30 cm處存在穩(wěn)定的發(fā)散型零通量面。年尺度上,各植被類型不同年間零通量面位置和性質(zhì)基本維持穩(wěn)定,但人工林零通量面發(fā)生位置受降雨(水文年型)影響相對較大。

圖6 不同植被類型下零通量面位置變化(“匯”、“源”分別指剖面上土壤水分移向、移出的土層)Fig.6 Annual dynamics of depth of zero flux planes under different vegetation types (“sink” and “source” terms refer to the soil layers that soil moisture moves in and out of respectively)

2.3 不同植被類型土壤水分運移規(guī)律

根據(jù)試驗期間不同深度土壤水勢梯度變化和零通量面發(fā)生位置(圖5和圖6)分析人工林和荒草植被覆蓋下土壤水分運移類型。90 a側(cè)柏林地在2014—2016年土壤水分運移類型主要為下滲型,之后在2018年變?yōu)橄聺B—蒸散型。其中,0—50 cm深度土壤水分以下滲為主；50—70 cm從枯水年(2014年)到平水年(2015—2018年),由向上蒸散逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橄聺B趨勢；70—100 cm土壤水分雨季呈下滲趨勢,非雨季從枯水年到平水年由下滲逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)檎羯②厔?圖7)。由此分析可知,90 a側(cè)柏主要根系吸水深度枯水年為50—70 cm；平水年降雨增多,入滲補給深度增加,其根系吸水深度范圍為50—100 cm。

60 a側(cè)柏林地土壤水蒸散、入滲交替頻繁,存在多種水分運移形式,2014—2018年依次為蒸散型、蒸散—下滲—蒸散型、下滲—蒸散型、下滲型和蒸散—下滲型。土壤表層0—20 cm年內(nèi)不同月份之間水分運移方向基本一致,但不同年份呈蒸發(fā)或下滲趨勢；20—30 cm以下滲為主；30—70 cm枯水年以向上蒸散為主,平水年以下滲為主；70—100 cm土壤水分在枯水年內(nèi)主要呈蒸散趨勢,而后隨年份的增加由強烈蒸散逐漸變?yōu)橄聺B趨勢(圖7)。60年側(cè)柏林地表層(0—20 cm)根系吸水能力和土壤蒸發(fā)作用強烈,使得水分不斷向上蒸散；而深層(70—100 cm)土壤水分一方面受根系吸水拉力作用向上運移(主要出現(xiàn)在2015和2016年),另一方面在2017—2018年受前期降水入滲補給影響,土壤儲水量較大,土壤水分向下入滲。由此可知,60 a側(cè)柏主要根系吸水深度枯水年為0—20和30—100 cm,平水年為0—20和70—100 cm。

圖7 不同植被類型覆蓋下土壤水分運移模式Fig.7 Soil water transport modes under different vegetation types

荒草地土壤水分運移類型各年均以蒸散—下滲型為主。其中0—20 cm呈穩(wěn)定蒸散趨勢；20—70 cm以下滲為主；70—100 cm雨季內(nèi)下滲為主,非雨季枯水年呈下滲趨勢,而平水年間隨年份的增加土壤水分運移趨勢由下滲到蒸散再變?yōu)橄聺B。試驗期間(尤其是平水年)荒草地土水勢不同月份間差異小于其他植被類型。由于荒草根系主要分布在表層,其吸水深度集中在0—20 cm(圖7)。

3 討論

通過長序列多時間尺度土壤水勢動態(tài)變化規(guī)律分析可知,次降雨(包括長歷時小雨強和短歷時大雨強兩種降雨模式)對人工林土壤水分通量的影響較為明顯。但與王鵬等[20]在該流域內(nèi)的早期研究結(jié)果不同,次降雨并未引起零通量面明顯下移趨勢,可能是由于植被經(jīng)過十多年的生長,冠層和枯落物對降雨的攔截作用[21-23]以及根系對土壤結(jié)構(gòu)的影響[22,24]在一定程度上改變了土壤水分運移機制,改變了原來的活塞流運移特征,優(yōu)先流增加[25],從而使得各深度土壤水均有不同程度的補給,水分運移方向相對穩(wěn)定。但月和年尺度上,土壤水分運移趨勢和通量受降雨的年季分布影響均較大。人工林整體上雨季后(9—10月)聚合型零通量面深度較雨季(7—8月)大,即月尺度降雨量增加使土壤水分消耗趨向淺層,這與郝玥[16]的研究基本一致,而枯水年較平水年零通量面發(fā)生深度波動范圍大,也表明植被會改變根系吸水深度以適應土壤干旱環(huán)境。由于本研究降雨量監(jiān)測點均位于各植被覆蓋區(qū)附近的開闊區(qū)域,雖然各植被分布區(qū)之間4—10月降雨量不同,但同時各植被冠層截留量亦存在一定差異[26-27],從而使得不同植被覆蓋下穿透雨量并無顯著差異。不同時間尺度土壤水分運移規(guī)律的差異,主要是由于短時間尺度內(nèi)對降水入滲的響應為主導,而長時間尺度上則是降水補給、土壤蒸發(fā)和植被蒸騰等多種因素共同作用的結(jié)果。

除降水外,植被根系是影響土壤水分分布的主要因素之一。根系分布可改變土壤的調(diào)蓄能力。90 a側(cè)柏根系促使土壤孔隙較為發(fā)達,土壤質(zhì)地疏松,0—100 cm深度內(nèi)平均土壤容重(1.33 g/cm3)明顯低于60 a側(cè)柏林地(1.62 g/cm3)和荒草地(1.44 g/cm3),平均飽和含水量(0.49 cm3/cm3)高于60 a側(cè)柏林地(0.41 cm3/cm3)和荒草地(0.42 cm3/cm3),增加了土壤儲水能力。雖然90 a側(cè)柏覆蓋區(qū)年降水量較大,但植被冠層截留量及蒸騰耗水亦增加,導致多年尺度上年均土水勢相對較低；2014年為枯水年,三種植被覆蓋下降水量相近,而90 a側(cè)柏土水勢并未比60 a側(cè)柏低,主要是由于淺層土壤水分下滲,深層根系水力提升作用明顯,從而調(diào)節(jié)了整個土壤剖面的水量平衡；2018年90 a側(cè)柏降水量大,但其土水勢并未顯著增加,一方面是因為90 a側(cè)柏冠層截流量較大,減少了穿透雨量,另一方面植被蒸騰耗水量較高,促使干旱少雨季節(jié)內(nèi)根系吸水及土壤水分利用量增加,而雨季土水勢則明顯增加,土水勢年內(nèi)變幅在三種植被中最大,表明90 a側(cè)柏覆蓋下土壤調(diào)蓄能力增強(圖3和圖4)?；牟莞采w下降水入滲能力相對較低[10],土水勢對降水的響應較弱,因而土水勢年內(nèi)波動幅度最小。90 a側(cè)柏林地土水勢在水分補給增加時并非一次增大至某一穩(wěn)定水平,而是逐漸增大(圖4),表明90 a側(cè)柏林地土壤水分對降雨的緩沖能力強于60年側(cè)柏林地和荒草地。

根系分布的不同直接導致了不同植被根系吸水深度的差異。人工側(cè)柏林明顯促進了50 cm以下深層土壤水分利用,而荒草則主要吸收利用表層0—20 cm的土壤水分(圖7),這與王進鑫等[28]和侯士彬等[29]的研究結(jié)果相近。由土水勢日變差系數(shù)絕對值隨深度減小速率、日極差隨深度減小速率可知90 a側(cè)柏消耗淺層土壤水分占總耗水的比例小于60 a側(cè)柏和荒草；以往研究表明,隨樹齡的增加,側(cè)柏淺層細根生物量呈減小趨勢,而深層細根生物量則逐漸增加[30-31],從而促進了深層土壤水分利用。淺層土壤水分運移還會受到地表枯落物覆蓋的影響,野外調(diào)查發(fā)現(xiàn)90 a側(cè)柏林地地表枯落物相對較多,可能抑制了表層土壤蒸發(fā)[11],表層土壤水分以下滲為主。60 a側(cè)柏林地、荒草地枯落物覆蓋較少,同時表層根系相對比較活躍,促使表層土壤水分以向上蒸散為主。

由上述分析可知,90 a側(cè)柏可增大土壤儲水能力,與荒草互被可減少植被間水分競爭,可充分利用土壤水分,減小地表徑流和土壤侵蝕量。由于側(cè)柏和荒草互被在林齡較大時有利于土壤水分平衡和利用,因此,側(cè)柏作為北方人工林的主要樹種總體上是可持續(xù)的。

4 結(jié)論

基于崇陵流域典型人工林(90 a側(cè)柏和60 a側(cè)柏)和荒草植被覆蓋下近5年(2014—2018年)土壤水勢動態(tài)觀測數(shù)據(jù),分析了多時間尺度(半小時、天、月和年)土壤水分運移和植被水分利用特征,主要結(jié)論如下：

(1)荒草地、60 a和90 a側(cè)柏林地土水勢日離散度依次減小,荒草地不同深度間土水勢日變化差異及年內(nèi)變幅均最小。60 a側(cè)柏林地年均土水勢與年降雨量顯著線性相關(guān)(P<0.05),但荒草地土壤水分對降水的響應相對較弱。各植被覆蓋下不同深度土水勢的年際差異均顯著(P<0.01)。

(2)90 a側(cè)柏林土壤水分0—50 cm以下滲為主,50—70 cm由蒸散(枯水年)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橄聺B(平水年),70—100 cm雨季向下入滲,非雨季時由下滲(枯水年)逐漸轉(zhuǎn)向蒸散(平水年)。60 a側(cè)柏林0—20 cm和20—30 cm土壤水分分別呈蒸散和下滲趨勢,30—100 cm枯水年內(nèi)土壤水分蒸散而平水年以下滲為主?；牟莸?—20 cm土壤水分蒸散強烈且蒸散強度明顯大于側(cè)柏林地,20—100 cm土壤水分整體下滲。

(3)90 a側(cè)柏林主要吸收利用50 cm以下土壤水分,60 a側(cè)柏林同時消耗了0—20 cm和70—100 cm土壤水,而荒草地的多年平均根系吸水深度則穩(wěn)定在0—20 cm。相比60 a側(cè)柏林和荒草,90 a側(cè)柏林的土壤調(diào)蓄能力增強,與荒草互被可減少植被間水分競爭,充分利用土壤水,從而降低流域內(nèi)地表徑流和土壤侵蝕量。