黄土丘陵区深层干化土壤对降雨入渗的响应

汪 星 ，张敬晓 ，吕 望 ，单长河 ，路 梅 ，李艳超

(1.宁夏大学农学院, 宁夏 银川 750021; 2.河北水利电力学院, 河北 沧州 061000; 3.中国水利水电科学研究院, 北京 100038;4.黄河水利科学研究院, 河南 郑州 450003)

红枣树是陕北黄土丘陵区重要的经济树种，由于其对于黄土丘陵半干旱区脆弱的生态条件具有良好的适应性[1]，能够在一定程度上缓解水土流失和改善生态环境[2]，加之红枣营养价值和医疗保健价值较高[3-4]，因此自1999年退耕还林政策实施以来，大规模的山地枣林得到快速发展，种植面积超过了66 666.7 hm2[5]。随着植被建设不断推进、栽植面积不断扩大，土壤水资源的供需矛盾日趋尖锐[6]，林地深层土壤水分过度消耗，土壤干燥化现象不断加重。有关研究得出[7-9]，黄土丘陵半干旱地区土壤干层厚度可达4～6 m，而且随着时间的延续，干层厚度呈现出继续加深趋势。土壤干层的形成，严重阻碍了土壤-植物-大气连续体(Soil-plant-atmosphere continuum,SPAC)系统水分传输过程，致使“土壤水库”的调节功能被大大削弱甚至消失[10-11]。林地深层干化土壤的治理与水分修复成为治理、调控当地生态环境的关键[12-14]。

黄土丘陵区土层深厚，地下水埋藏较深，已有研究表明该区地下水埋藏深度可达50 m[15]，因此地下水无法通过土壤毛管作用运移穿过深厚的黄土层对计划湿润层土壤形成有效的水分补给。加之该区地形、地貌特殊，无法形成有效灌溉，自然降雨成为当地土壤水分的唯一来源[16-17]。何婷婷等[18]通过对半干旱黄土丘陵山地不同地面覆盖下的土壤水分响应研究得出，自然降雨条件下0～0.6 m土壤含水率全年变化较大，而0.6～2.6 m土层土壤含水率变化小，即该深度土壤水分受降雨影响小。田璐等[5]通过对深层干化土壤水分的恢复试验研究得出，自然降雨在2014—2017年对裸地的入渗补给深度为480 cm。李萍等[19]通过对陇东黄土高原地区土壤水分迁移规律的研究得出，土壤水分蒸发带深度约处于70 cm。周玉红[20]则认为自然降雨对裸露地表情况下的干化黄土入渗补给深度仅在2 m以内。Zhu等[21]基于成熟的高密度林地土壤水分特性研究得出，林木适度间伐有利于提高降雨向深层土壤入渗补给能力，增加深层土壤对降雨的响应。Yang等[22]根据当地土壤水分条件，对作物种植密度提出优化策略，以促进降雨入渗。目前，关于自然降雨对于干化黄土的水分修复研究主要集中在短历时条件下的覆盖保墒与植被耗水等关系的研究上[23-28]，缺乏长时间连续系统地观测，对该区不同类型的自然降雨与土壤水分入渗响应研究还相对较少。本研究通过模拟枣林地深层干化土壤，对当地气象状况、土壤水分状况进行连续6 a的定位系统观测，对降雨类型及降雨后的土壤水分入渗情况进行了深入分析，为明确黄土丘陵区的降雨规律与土壤水分入渗规律提供依据，对于探究林地深层干化黄土在自然降雨情况下的修复深度与修复时限具有一定的指导意义。

1 材料与方法

1.1 试验区概况

试验区位于陕西省米脂县银州镇(109.47°E，37.18°N)远志山红枣栽培试验基地，属于典型的黄土丘陵沟壑区。该区域降雨量小，蒸发量大，且降水年内分配不均，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，属于中温带半干旱性气候。试验区土壤为黄绵土，剖面发育不明显，土质均一，渗透性能良好，土壤容重为1.2～1.35 g·cm-3，0～60 cm土层土壤计划湿润层的田间持水量约为20%，土地较为贫瘠。

1.2 试验设计与指标测定

1.2.1 试验布设 试验采用野外大型土柱(图1)，在完全自然条件下进行。在试验区一水平阶地上首先开挖一个直径80 cm、深10 m的测井，开挖过程中注意按照原状土情况分别堆放，以便于后期分层回填。为了使柱体土壤与周围土壤隔绝，测井开挖完成后在井壁周围铺设一层厚约1 mm的塑料薄膜，避免入渗过程中水分向周围交流扩散。考虑到水分运移至10 m深度需要较长的时间，且无地下水影响，因此在测井底部未铺设塑料薄膜。然后按照原状土土壤层次分层向测井中回填，并逐层压实，形成地下土柱。回填过程中一方面控制土壤容重尽量与原状土保持一致(约为1.3±0.5 g·cm-3)，另一方面控制土壤含水率在6%左右，以最大限度地模拟枣林地干化土壤的真实状况。土柱地表裸露，无植被覆盖。

图1 野外10 m大型土柱Fig.1 Large soil column up to 10 m in the field

1.2.2 指标测定 土壤水分：在土柱内埋设CS650型土壤水分探头对土壤水分进行监测，其工作原理是通过测量土壤的介电常数得到土壤的体积含水量。土壤水分探头在柱体0～10 m范围内每间隔10 cm布置1个，共计布置100个。在土柱外安装CR1000型数据采集器，与柱体内的100个水分探头相连(图2)，以定时记录各探头数据，频率为30 min·次-1。

图2 土壤水分探头布置Fig.2 The arrangement of the soil moisture probes

在100个探头埋设深度采取土样，用烘干法测定值(x，%)对自动监测系统测定值(y，%)可靠性进行检验，两种方法所测土壤水分数据的拟合方程为：y=0.8784x+0.5187(R2=0.967)(图3)，因此自动监测系统可以反应真实情况。试验中的土壤水分数据均为采用自动监测系统标定后测得的数据。

图3 CS650-CR1000自动监测系统与烘干法测定数据拟合Fig.3 The data fitting of CS650-CR1000 automaticmonitoring system and oven drying method

气象因子：在试验区土柱东侧5 m处架设BLJW-4小型综合气象观测站用于测定气象因子，每隔30 min采集1次数据。

1.3 相关指标计算

土壤储水量[29]：根据土壤体积含水率计算。计算公式：

W=10×ω×h

(1)

式中,W为土壤储水量(mm)，ω为体积含水率(%)，h为土层深度(cm)。

土壤蒸发量[29]：根据土壤水量平衡方程计算。试验土柱地表裸露，无作物种植。土柱井圈高出地表10 cm，无径流产生。地下水埋藏较深，不产生深层渗漏。计算公式为：

E=P+ΔW

(2)

式中,E为土壤蒸发量(mm)，P为降雨量(mm)，ΔW为计算时段初与计算时段末土壤储水量之差(mm)。

1.4 数据处理

采用SPSS 18进行数据统计分析，利用Origin 9.0进行绘图。

2 结果与分析

2.1 快速蒸发型降雨土壤水分入渗

2014—2019年间，观测到降雨345次，其中196场降雨入渗未达到10 cm深度，96场降雨入渗超过10 cm深度，但在短时间内仍被快速蒸发损耗。两种降雨仅在降雨发生后一定时间内入渗到土壤表层，雨后很容易被快速蒸发消耗，对缓解深层土壤干化问题基本不起作用，属于快速蒸发型降雨。为进一步说明快速蒸发型降雨土壤水分入渗特征，本研究分别选取了2016、2019年的两场快速蒸发型降雨，如表1所示。

表1 典型快速蒸发型降雨基本信息

依据土壤水分运移特征，快速蒸发型降雨在土壤中的入渗、运移过程主要可以分为3个阶段：(1)雨水快速入渗阶段，主要发生在自降雨开始至降雨结束(降雨历时)内；(2)雨水再分布阶段，雨后水分在土壤中扩散运移再分布；(3)土壤水分恢复阶段，雨后更长历时内土壤水分被蒸发损耗至雨前水平，该时段受温度、风速等环境因素影响，具有不确定性。2016年9月17日10∶00发生降雨12.4 mm，降雨历时29.5 h，开始雨水快速入渗补充到表层土壤中，致使表层土壤含水率增加较快。至降雨结束时，表层10 cm土壤含水率由16.0%提升至16.8%，表层20 cm平均土壤含水率由降雨前的15.85%增加到16.62%，土壤水分入渗深度为20 cm(图4a-1)。降雨停止以后，上层土壤水分增高使得土壤垂直剖面出现明显水势差，由此驱动水分继续向下运移，土壤水分进入再分布阶段。在雨后第22.5 h，土壤水分下渗至30 cm深，30 cm以上土层平均含水率由16.7%增大到17.0%(图4a-2)。之后土壤水分持续运移，表层土壤在外界温度、辐射等气象因素的影响下蒸发强烈，表层土壤水分逐渐降低；下层土壤一方面向上运移输送大量水分被蒸发损耗，另一方面仍存在少量水分继续以微弱速度向下运移。在雨后第62 h表层10 cm以上完全恢复至雨前水平，而20～30 cm土层含水率有微弱增加(由15.8%增加至15.9%，图4a-3)。随着时间延续，土壤水分继续由下层运移至上层被蒸发损耗，在雨后第99.5 h，30 cm土层土壤水分完全恢复至雨前水平(图4a-4)。2019年发生的5.8 mm降雨入渗过程与此类似，在降雨历时内入渗深度为20 cm，雨后第27.5 h经过土壤水分再分布入渗深度达到最大，为30 cm。之后表层10 cm土壤水分在雨后第35 h被蒸发消耗至雨前水平，而20～30 cm深度土壤水分(14.3%)较雨前(14.2%)有微弱提升，至雨后第41 h，30 cm土层土壤水分完全恢复至雨前水平。可以发现，快速蒸发型降雨雨量、入渗最大深度及土壤水分运移历时整体上都较小。该类型降雨雨量一般不超过13 mm，最大入渗深度基本在30 cm以内，也正是由于其入渗深度仍然在蒸发作用影响的深度范围内，最终导致雨停后土壤缺少有效的水分来源，土壤水分再次被蒸发损耗，雨后大约100 h以内土壤水分恢复至雨前水平。由于降雨在土壤中保持的时间较短，入渗深度较浅，对于深层干化土壤不能形成水分补给，为无效降雨。据统计，2014—2019年间累计发生快速蒸发型降雨292次，累积雨量达832 mm，占6 a降雨总量的37.0%。

图4 典型快速蒸发型降雨土壤水分变化Fig.4 Changes of soil moisture under typical rapid evaporation rainfall condition

2.2 缓慢蒸发型降雨土壤水分入渗

缓慢蒸发型降雨是指降雨雨量、最大入渗深度及土壤水分运移历时等都较快速蒸发型偏大的降雨，但是该类型降雨最大入渗深度仍然没有超过蒸发影响的最大深度，因此该类型降雨同样最终被蒸发损耗。为进一步说明干化土壤对缓慢蒸发型降雨的入渗响应，本研究分别选取了2015、2018年的两场典型缓慢蒸发型降雨，降雨基本信息见表2。

表2 典型缓慢蒸发型降雨基本信息

图5为典型缓慢蒸发型降雨土壤水分变化情况。结合表2、图5，将干化土壤对缓慢蒸发型降雨的入渗响应过程同样划分为3个阶段：雨水快速入渗阶段、雨水再分布阶段、土壤水分恢复阶段。不同的是，各个阶段内土壤水分的入渗深度及所用时间都有所增加。2015年10月25日04∶30发生降雨，持续至21∶00，降雨历时16.5 h，雨量为17 mm。降雨前初始土壤含水率较低，仅为13.6%，降雨发生后，在较大的土壤基质吸力作用下雨水快速入渗补给到土壤中，表层土壤含水率呈现出快速大幅增加，至降雨结束时表层20 cm平均土壤含水率由13.55%增加至16.3%，20 cm以下暂无变化，即在降雨历时内土壤水分入渗深度为20 cm(图5a-1)。之后，降雨停止，但雨水在土壤中的入渗持续进行。表层20 cm土壤由于在降雨历时内的水分补给作用，土壤含水量骤增至较高水平，而下层土壤却仍处于低含水量状态，故上下土层剖面间很容易形成较大的水势梯度。在此作用下，水分将继续向下层土壤运移。雨后第72.5 h，入渗深度达到最大，约为40 cm(图5a-2)。雨停后由于水分补给来源中断，而地表强烈的蒸发作用持续进行，故表层土壤水分快速降低，下层土壤中大量水分向上运输被蒸发损耗，仅有少量水分继续向下运移。雨后第155 h，表层20 cm土壤水分完全恢复至雨前水平，20～40 cm土层平均含水率水平(16.1%)较降雨前(15.7%)仍提高0.4%(图5a-3)。随着时间延续，下层土壤水分持续向上层运移被蒸发消耗，在雨后第204.5 h，土壤剖面水分状况完全恢复到雨前水平(图5a-4)。2018年发生的19.6 mm降雨过程与此类似。尽管缓慢蒸发型降雨较快速蒸发型降雨在土壤中入渗深度更大、存蓄时间更长，但由于蒸发作用的损耗，在一段时间内该类型降雨仍然被全部蒸发损耗，难以对深层干化土壤修复发挥有效作用，因此仍然为无效降雨。统计2014—2019年所有降雨情况可得，缓慢蒸发型降雨雨量基本处于13～26 mm，最大入渗深度大约为30～60 cm，在雨停后的第200～300 h内恢复至雨前水平。与快速蒸发型降雨相比，其雨量约增加了1～2倍，最大入渗深度约提高了2倍，土壤水分恢复用时约增加2～3倍。6 a内累计发生缓慢蒸发型降雨37次，累积雨量达626.2 mm，占6 a降雨总量的27.8%。

图5 典型缓慢蒸发型降雨土壤水分变化Fig.5 Changes of soil moisture under typical slow evaporation rainfall condition

需要说明的是，在生产实践中，地表一般栽植有林、草等植被，40～60 cm土层的入渗深度可以到达作物根系层深度，因此尽管该类型降雨不能对深层土壤干化问题形成有效修复，但易于被作物根系吸收利用。

2.3 入渗主导型降雨土壤水分入渗

自然条件下，降雨并非全部无效，一部分降雨发生后，在其土壤水分运移历时内水分可以对下层土壤形成有效补给，称此类降雨为入渗主导型降雨。根据试验监测状况，研究选取了2014—2019年间5场典型入渗主导型降雨，如表3所示。

表3 2014—2019年典型入渗主导型降雨基本信息

图6、7为2014—2019年间5场典型入渗主导型降雨土壤水分变化情况。为了说明问题，研究同样将该类型降雨土壤水分运移过程分3个阶段描述，即：雨水快速入渗阶段、雨水再分布阶段、土壤水分恢复阶段。2019年4月26日发生降雨32.2 mm，降雨自22∶30持续至次日07∶00，历时8.5 h，该历时内20 cm以上土层平均含水率由13.1%升高至14.25%，20 cm以下土层无变化，土壤水分入渗深度为20 cm(图7b-1)。随后降雨停止，地表积水在自身重力作用下继续穿过上层土壤孔隙向下层运移渗透，在雨后第241.5 h入渗深度达到最大，约为140 cm，140 cm土层含水率平均水平由13.92%增加至15.05%(图7b-2)。之后表层土壤不断蒸发，上层土壤含水率不断降低；下层土壤水分则在水势梯度作用下一方面大量向上运移补充，另一方面继续向深层运移。雨后第281.5 h，表层20 cm以上土层含水率已经完全恢复至雨前水平，而20～140 cm土层平均含水率(14.94%)状况较降雨前(14.12%)仍有较大提升(图7b-3)。随着时间延续，上层土壤水分持续消耗，表层土壤水分恢复深度逐渐加深，至雨后第319.5 h发生新的降雨，该降雨入渗过程结束。此时，50 cm土层以上土壤含水率完全恢复至雨前水平，50～140 cm深度范围内平均土壤含水率为14.52%，较雨前(14.11%)增加0.41%，为该降雨对干化土壤的有效入渗深度(图7b-4)。其他4场降雨水分运移过程与此类似。由图6可知，5场降雨的雨量分别为33.2、31.0、26.2、27.2、32.2 mm，在降雨历时内的入渗深度分别为30、40、40、30、20 cm，之后土壤水分进入再分布阶段，雨后第125.5、322.5、24、44、241.5 h入渗深度达到最大，最大入渗深度依次为140、160、140、160、140 cm。雨后表层土壤在蒸发作用下分别于第396、435、133、69、319.5 h恢复至雨前水平，降雨对于土壤的有效补给深度依次为30～140、40～160、30～140、40～160、50～140 cm。整体来看，入渗主导型降雨较缓慢蒸发型降雨雨量进一步增大，基本处于26 mm以上。该类型降雨的最大入渗深度均超过60 cm，基本处于140 cm以下，与缓慢蒸发型降雨相比，该深度进一步提高，提高程度在133%以上。由于最大入渗深度已经超越了蒸发影响深度，因此在土壤水分恢复历时内，仅表层30 cm以内土壤水分恢复至雨前水平，30 cm以下为有效补给深度。统计2014—2019年间累计发生入渗主导型降雨16次，累积雨量达791.8 mm，占6 a降雨总量的35.2%。

图6 2014—2016年典型入渗主导型降雨土壤水分变化Fig.6 Changes of soil moisture under typical infiltration dominant rainfall condition from 2014 to 2016

图7 2018、2019年典型入渗主导型降雨土壤水分变化Fig.7 Changes of soil moisture under typical infiltration dominant rainfall condition in 2018 and 2019

2.4 累积降雨土壤水分入渗

以上分析了当年降雨在土壤中的入渗响应特征，实际上当年降雨入渗还会对下一年土壤修复有直接作用，我们称之为累积入渗影响。图8为2014—2019年6 a间的降雨与土壤水分累积入渗情况。

图8显示，整体上干化土壤对于自然降雨的入渗响应表现出一致性，即降雨后表层一定范围内土壤水分出现明显增加。其中0～90 cm深度范围内土壤水分波动剧烈，入渗深度超过90 cm后土壤水分增加逐渐明显。说明0～90 cm土层为降雨入渗、蒸发循环层，该深度范围土壤受降雨、蒸发作用影响强烈，土壤水分呈现频繁增、减波动；90 cm以下为降雨入渗主导层，该深度范围内土壤受蒸发作用影响减弱，土壤水分呈增加趋势变化。2014—2019年干化土壤对于自然降雨的入渗响应深度依次为180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm，即随时间延续该深度不断加深。产生这种结果的原因并非是一年降雨所致，而是多年降雨累积对深层土壤水分运移产生促进作用引发的结果。也就说，当年降雨入渗到达入渗主导层后，推动更早年份降雨入渗补充到更深层次土壤。降雨在干层中的入渗深度不等同于土壤水分完全修复深度，本研究观测6 a入渗深度达1 000 cm，但是水分含量与当地农田比较，修复深度为700 cm。

图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 讨 论

已有大量研究证明人工林地过度种植造成干化土壤逐年加深，并且深层干化土壤恢复难度极大[13, 30-31]。王志强等[31]研究得出，自然降雨条件下林后放牧荒坡干化土壤水分得到恢复需要大概150 a以上，林后农地干化土壤得到恢复至少也需要40 a。孙剑等[32]对6 a生的苜蓿草地土壤水分特性研究得出，0～1 000 cm土层土壤水分得到恢复需要大概23.8 a，因此，干化土壤的水分修复过程是一个长期、漫长的过程。本研究采取野外实地模拟深层干化土壤，结合降雨状况对10 m范围内土壤水分动态变化进行了详细深入分析，在降雨类型、累积入渗等对深层干化黄土的水分修复影响方面作出积极探讨，对于认识黄土丘陵地区土壤干化生态修复与土壤水分科学管理具有重要意义。

不同于中国气象局以日降雨量划分降雨类型的标准[19]，本研究从深层土壤对降雨入渗的响应角度出发将自然降雨划分为3种类型：快速蒸发型降雨、缓慢蒸发型降雨、入渗主导型降雨。划分结果针对土壤干化问题在水分修复方面更具有导向性。在长期定位观测分析后发现入渗主导型降雨不仅能入渗补充到土壤中，而且能在土壤中不断向下运移，特别是当入渗水分深度超过90 cm后，表现出下渗为主的态势，被蒸发损失的水分显著减弱。每年这种类型降雨入渗推进上一年下渗的土壤水分下移，使得深层土壤水分增加，成为深层干化土壤修复的关键。逐年累积降雨的入渗影响研究发现，2014—2019年入渗深度依次为180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm ，因此0～1 000 cm土层得到自然降雨有效修复仅需要5～6 a的时间，这个结果较以往研究更加乐观。缓慢蒸发型降雨仅能入渗补充到浅层土壤中，尽管能够在土壤中存蓄一段时间，但由于其入渗深度尚未穿越该区土壤蒸发影响深度(90 cm)，雨停后土壤水分仍将被蒸发消耗至雨前水平，不能对深层土壤形成有效补给。研究结果对完善黄土丘陵区自然降雨的入渗机制，提高对降雨与土壤水分入渗关系的认识有积极意义，也为黄土丘陵区枣林地干化土壤的治理与修复时限提供了一定的理论依据。

在试验设置方面，完全真实的野外条件和连续6 a时间监测尺度等使得本研究较以往研究应用性、实用性更强，研究结果更能反映真实状况，这也是本研究的创新点之一。同时，也存在一些不足。如：尽管柱体土壤与周围土壤以塑料薄膜进行了分隔，确保水分不产生侧向扩散，但是雨水在入渗过程中存在边界效应，边壁(塑料薄膜)对降雨入渗的影响程度需要后续试验作出更深入研究。另外，试验土柱地表裸露，真实的林地土壤有作物栽植，因此本文仅以裸露地表条件下的干化土壤对自然降雨的入渗响应开展了初步研究，下一步应结合地表栽植作物试验进行对比分析，以进一步完善黄土丘陵区干化土壤对于自然降雨的入渗响应机制，明确土壤干层得到有效水分修复时限。

需要说明，尽管本研究观测深度间距已经达到10 cm，但是仍然存在10 cm间距内水分无法观测的误差，这是今后在方法上需要进一步克服的难题。

4 结 论

1)黄土丘陵区降雨可以划分为3种类型：快速蒸发型降雨(P≤13 mm)、缓慢蒸发型降雨(13 mm

2)0～90 cm土层为降雨入渗、蒸发循环层，该深度范围土壤受降雨、蒸发作用影响强烈，土壤水分呈现频繁增、减波动；90 cm以下土层为降雨入渗主导层，该深度范围内土壤不再受蒸发作用影响，土壤水分呈增加趋势。

3)入渗主导型降雨最大入渗深度在140～160 cm，雨后上层土壤水分在蒸发作用下69～435 h后恢复至雨前水平。裸露地表状况下，多年累积降雨能够促进深层干化土壤产生入渗响应，2014—2019年干化土壤对于自然降雨的入渗响应深度依次为180、220、400、700、900 cm及>1 000 cm。