陕北黄土区典型草地土壤水分特征及其对季节的响应

向 婷,艾 宁,,刘广全,刘长海,杨 妮,贾雨如,古孟怡

(1.延安大学 生命科学学院,陕西 延安 716000；2.中国水利水电科学研究院,北京 100038)

陕北黄土区是我国水土流失最严重的地区之一。长期以来,由于不合理的土地利用、滥垦滥牧、毁林开荒以及降雨量少、蒸散发强度大、气候干燥等因素共同作用,使得该地区土壤水分极度缺乏,严重制约区域内的植被生长与恢复[1-2]。土壤水分作为联系植被、大气等的重要因素,是植被生长以及分布格局的主导因子,且在一定程度上能够改变生态系统结构功能[3-5],影响局部小气候等[6]。近年来,随着退耕还林(草)等林业生态工程的建设[7-8],黄土高原植被恢复与生态环境发生了显著的变化,林草覆盖率显著提升。有学者对该区域植被恢复与土壤水分关系进行了广泛的研究。比如：杨磊等[9]研究发现,草地、农地、林地的浅层土壤含水率因受到植被蒸腾作用和土壤物理蒸发作用的影响而消耗较多；唐敏等[10]研究发现,在不同土地利用方式下,土壤含水率的季节变化、蓄水特征及垂直分布均存在差异；赵伯礼等[11]通过野外定位连续观测资料研究发现,降雨对不同深度土壤含水量的影响不同,对表层土壤含水量影响最大；徐澜等[12]研究发现,不同土层土壤含水率的空间分布特征和季节性变化规律不同,且0～100cm土层中,土壤含水率在夏季和冬季之间存在显著性差异,而在100cm土层以下差异不显著。纵观已有研究,学者们对研究区草地表层蒸发耗水,或者土壤水分年际动态变化进行了广泛研究,然而基于研究区草地土壤干燥化指数、土壤水分亏缺与地形、季节相互关系的系统性研究还较少见。因此,本文以研究区不同季节草地土壤水分为研究对象,系统分析研究区不同地形条件下草地0～300cm土壤水分的季节变化特征、干燥化程度以及土壤水分亏缺情况,旨在明确研究区草地土壤水分状况,为研究区今后草地经营与管理提供科学依据与数据支撑。

1 研究区概况

研究区位于陕北黄土区吴起县金佛坪流域(37°21′09″～37°21′20″N,108°23′09″～108°23′20″E),海拔1 500～1 600m,地貌为黄土丘陵沟壑区,属于半干旱温带大陆性季风气候区。年平均降雨量483.7mm(降水量分布不均,主要集中在7—9月),年均气温为7.8℃,年平均日照时数为2 400h。土壤类型为黄绵土,主要植被类型以灌木为主,小乔木林比例低,呈片状零星分布,多为沙棘(HippohgaerhamnoidesL.)、小叶杨(Populussimonii)、山杏(Armeniacasibirica)、山桃(Prunusdavidiana)、柠条(CaraganaKorshinskiiKom.)、紫穗槐(Amorphafruticosa)、沙柳(SalixcheilophilaSchneid)、牛筋草(Eleusineindica(L.)Gaertn.)等。

2 材料与方法

2.1 采样点布设

课题组于2017年4—9月对吴起县金佛坪流域进行全面的勘察与调研,于2018年7—12月在研究区阴坡和阳坡两个坡向,采用样带法,按照上坡位、中坡位和下坡位的布置顺序,在研究区共布置了6个3m深的草地土壤水分固定监测管(表1)。本文采用的数据为研究区2020年9月,2021年4月、7月采用TDR测定的土壤水分数据。采用TDR进行土壤水分测定时,每个样点监测深度为3m,每隔20cm为一层,且第一次测量后,沿水平顺时针方向旋转120°,进行第2次、第3次的土壤水分数据采集。同时,采样点周边草地挖取1m深土壤剖面,采用环刀法进行土壤容重、土壤持水量等指标的取样计算。

2.2 干燥化强度评价方法

为定量描述研究区草地的土壤干燥化程度,本文采用土壤干燥化指数SDI(Soildesicca-tiondex)进行分析说明:SDI值越大,表明土壤干燥化强度越高。具体计算公式[13]如(1)式所示。土壤干燥化强度划分标准如表2所示。

表1 采样点基本信息

(1)

式中:SDI为土壤干燥化指数,SM为土壤湿度,WM为凋萎湿度,SSM为土壤稳定湿度。

本文土壤稳定湿度取田间持水量的60%[14]、凋萎湿度取田间持水量的4.7%[15]。

表2 土壤干燥化强度划分标准

2.3 土壤储水量计算

土壤田间持水量计算公式为:

(2)

式中:Fc为土壤田间持水量；m1为空环刀重量(g)；m2为烘干后,干土与环刀重量(g)；m3为吸水后,环刀和土壤总重量(g)；ρ为土壤密度(g/cm3)；H为土壤厚度(mm)。

土壤蓄水量计算公式[16]为:

E=M×H

(3)

式中:E为蓄水量(mm)；M为土壤体积含水率(%)；H为土壤厚度(mm)。

2.4 土壤储水亏缺度与亏缺补偿度计算

土壤储水亏缺度与亏缺补偿度公式[17]为:

(4)

式中:DSW为土壤储水亏缺度；Da为土壤储水亏缺量(mm)；Fc为田间持水量(mm)。

(5)

ΔW=Wcm-Wcc

(6)

式中:CSW为土壤储水亏缺补偿度,ΔW春季土壤储水增量(mm),Wcm为秋季土壤实际储水量(mm),Wcc为春季初土壤实际储水量(mm),Dac(Dac=Fc-Wcc)为春季土壤水亏缺量(mm)。

DSW可以反映土壤储水亏缺程度,其中亏缺度为0,则表明土壤水分亏缺得以完全恢复。CSW用来反映夏季降雨对土壤水分亏缺的补偿程度,如CSW<0,表示土壤水分亏缺在夏季没有得到补偿,亏损进一步加强；如果CSW=100%,表示土壤水分亏缺得以完全补偿与恢复[15]。

2.5 数据处理

文中数据采用Microsoft Excel 2016进行数据处理；采用SPSS 22.0进行单因素方差分析(one-way ANOVA)和Duncan法多重比较(P<0.05)；采用Origin 2021进行图形绘制。

3 结果与分析

3.1 草地土壤水分描述统计与土壤储水量分析

通过对研究区不同季节、坡向、坡位草地土壤含水量进行统计分析(表3),结果表明:秋季草地0～300cm土壤含水量介于5.99%～19.72%,土壤储水量介于299.54～402.35mm,平均储水量为355.25mm；春季土壤含水量介于2.46%～20.25%,土壤储水量介于270.47～573.82mm,平均值为387.58mm；夏季土壤含水量与土壤储水量分别介于0.27%～17.09%,183.45～407.06mm。总体而言,研究区草地土壤含水量、土壤储水量均表现为春季>秋季>夏季。不同坡向草地土壤含水量、储水量在不同季节存在差异,秋、夏两季土壤含水量、储水量均表现为阴坡>阳坡,而春季则相反；不同季节同一坡向、同一土层土壤水分差异显著(P<0.05)。研究区，春、夏两季不同坡位土壤含水量均表现为下坡位>中坡位>上坡位,而秋季则表现为中坡位>下坡位>上坡位。

表3 研究区草地土壤水分及土壤储水量描述统计

3.2 不同季节土壤水分垂直变化特征分析

土壤含水量垂直剖面的动态变化特征具有一定的层次性,且随季节变化波动较大(图1),0～100cm土层,土壤水分随季节变化最明显,随着土层深度增加,土壤含水量总体呈现出先减少后增加的趋势。除中坡位外,不同季节草地上、下坡位土壤含水量均在50～60cm左右出现明显拐点,总体表现为夏季土壤含水量最小,秋季最大。不同季节、不同坡位土壤含水量变化趋势存在差异,在0～100cm土层范围内,随土层深度增加,不同季节上、下坡位土壤含水量均呈现出先减少后增加的趋势,中坡位土壤含水量呈增加趋势；100cm土层以下,不同季节上坡位均呈现出先增加后减少趋势,中坡位呈现出波动增加趋势,下坡位无明显变化。

图1 不同季节草地土壤水分垂直变化图

3.3 不同季节土壤水分干燥化分析

研究区草地土壤干燥化存在差异(表4),从干燥化指数及干燥化强度分析,研究区0～300 cm土层均属于轻度干燥化,干燥化指数介于0.21%～1.03%之间。不同季节土壤干燥化程度表现不同,秋季干燥化指数介于0.22%～0.55%,且阴坡中坡位最小,阳坡上坡位最大；春、夏两季土壤干燥化指数分别介于0.21%～1.03%,0.22%～0.64%之间,均表现为阴坡下坡位最小,阳坡下坡位最大。研究区土壤干燥化程度均表现为阳坡>阴坡。

表4 草地土壤干燥化强度及土壤干燥层厚度

3.4 不同季节土壤水分亏缺与补偿分析

研究区草地土壤储水亏缺度和补偿度存在差异(图2、图3)。秋季不同坡位草地0～300cm土壤储水亏缺度表现为上坡位(38.8%)>下坡位(30.71%)>中坡位(25.77%),不同坡向表现为阳坡(35.13%)>阴坡(28.39%),在0～100cm土层中,总体呈现出先增加后减少的趋势；100～300cm土层中,除上坡位外,中、下坡位土壤储水亏缺度均呈降低趋势。春季不同坡位土壤储水亏缺度表现为上坡位(41.03%)>中坡位(31.76%)>下坡位(3.08%),不同坡向表现为阴坡(28.46%)>阳坡(22.12%),土壤储水亏缺度在0～100cm土层中呈现出波动降低的趋势；阳坡在100cm土层以下变化较稳定。在春季补偿中,除下坡位外,上、中坡位在0～100cm土层中土壤储水补偿度呈减少趋势,总体表现为负值；而在100cm土层以下,补偿度逐渐增加,在平衡值(0)上、下波动,不同坡向土壤储水补偿度均表现为阳坡大于阴坡。在夏季补偿中,不同坡位草地在0～100cm土层中补偿度总体表现为负值；而在100cm土层以下,补偿度逐渐增加,总体表现为正值。不同坡向草地补偿度变化趋势存在差异,上、中坡位总体补偿度均表现为阴坡>阳坡,下坡位则表现相反。

图2 不同季节草地土壤储水亏缺度

图3 不同季节草地土壤储水亏缺补偿度

4 讨论

4.1 不同季节土壤水分变化特征

本文表明,研究区草地土壤水分随季节变化波动性较大,这与姜峻等[18]、徐志尧等[19]研究结果相似,这种波动性是植被蒸腾作用、物理蒸发以及降雨等共同作用的结果。不同季节草地土壤含水量在50～60cm土层中出现明显拐点及在0～100cm土层草地土壤含水量秋季高于春、夏两季,主要是由于100cm土层内植被土壤水分易受气温、降水等影响,且土壤上层处于水分亏缺与补偿不断交替的过程中,土壤水分变化活跃；100cm土层以下,降雨难以入渗、土壤蒸发减弱,且由于土壤水分主要受植物自身根系作用影响,使得深层土壤水分维持稳定状态[19]。秋季到次年春季气温降低,植被自身活动减弱,进一步导致土壤水分利用逐渐减少,且有降雨补充草地土壤水分,土壤含水率较高,草地土壤水分表现出秋季高于春、夏两季[20]。秋、夏两季由于坡向通过影响地表太阳辐射的分配来影响地表温度,进而间接影响土壤蒸发和植被蒸腾,导致阴坡土壤储水量相对较高。这与孔凌霄等[21]、邱得勋等[22]研究结果相似。但春季表现相反,其原因为春季阳坡太阳辐射强,表层冻土早于阴坡消融,将储存的土壤水分提前释放,且植被盖度越高,活动层消融的时间越滞后,导致阴坡土壤水分较阳坡低[23]。不同坡位土壤含水量,春、夏两季表现为下坡位高于上、中坡位,其原因是在不同立地条件下,下坡位地势相对平坦,下渗作用明显,更易汇集地表径流,且蒸发较弱,土壤含水量高[24]。

4.2 不同季节土壤储水干燥化与土壤储水亏缺补偿度分析

陕北黄土区植被土壤干燥化现象是由于林木生长过程中过度消耗深层土壤水，且降雨补给不足,以及蒸发量大等造成的[25]。在本研究中,不同季节,草地0～300cm均属于轻度干燥层。邵明安等[14]认为黄土高原降雨入渗量一般在200cm左右,易形成干湿交替,200cm以下土壤干燥层被认为是低湿层。从立地条件来看,降水下渗量的差异,是各季节不同坡位土壤干燥化程度严重不一的主要原因。秋季不同坡向太阳辐射量的差异影响土壤蒸发力强度,是导致阳坡土壤干燥化强度大于阴坡的主要因素[26]；而春季阳坡太阳辐射强,表层冻土早于阴坡消融,将储存的土壤水分提前释放,且植被盖度越高,活动层消融的时间越滞后,导致阴坡土壤水分较阳坡低[23],阴坡土壤干燥化强度大于阳坡。在0～100cm土层中,秋季土壤储水亏缺度总体呈现出先增加后减少的趋势,冬春季节草地总体补偿度为负值,说明降水、冰雪融水未对草地土壤水分进行有效的补给；100 cm土层以下,草地土壤水分消耗与补充基本达到平衡。在0～100cm土层中,春季土壤储水亏缺度总体呈现出波动降低的趋势,夏季补偿度总体为负值,说明夏季降雨未对该土层草地土壤水分进行充分补偿与恢复,但随着土层深度的增加,亏缺度减少,补偿值不断增加,使得补偿值与耗水值之间差值越来越小；100cm土层以下,随土层增加,春季土壤储水亏缺度无明显变化,补偿度逐渐增加,在平衡值上下波动,说明土壤水分消耗与补充基本达到平衡,而阳坡上、中坡位补偿度为负值,说明由于降雨量少,蒸发强度大等原因，土壤储水亏缺并没有得到改善。

5 结论

1)研究区不同季节土壤含水量差异显著(P<0.05),总体表现为春季>秋季>夏季；不同坡向土壤含水量存在差异,秋、夏两季表现为阴坡>阳坡,而春季则相反；不同坡位土壤含水量存在差异,且上坡位土壤水分含量最低。

2)草地土壤剖面含水量随季节变化有明显的波动性,其中,在0～100cm土层受季节变化表现最为明显；100cm土层以下变化较小,相对稳定。研究区不同季节草地土壤干燥强度均属于轻度干燥化,干燥化指数介于0.21%～1.03%之间。

3)研究区秋季储水亏缺度总体呈现出先增加后减少的趋势,且随土层深度的增加,亏缺度逐渐降低；春季土壤水分亏缺度总体呈现出波动降低的趋势,且随着土层深度的增加趋于稳定。降水对100cm以下草地土壤水分有所补充,且不同坡向、坡位表现各不相同。