黄土区荒草地和裸地土壤水分的循环特征

应用生态学报　2005年10月　第16卷　第10期　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　

CHINESEJOURNALOFAPPLIEDECOLOGY,Oct.2005,16(10)∶1853～1857

黄土区荒草地和裸地土壤水分的循环特征

陈洪松

1,233

3

　邵明安　王克林

21

(1中国科学院亚热带农业生态研究所,长沙410125;2中国科学院2水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀

与旱地农业国家重点实验室,杨凌712100)

【摘要】　在人工、天然降雨条件下,研究了黄土高原地区荒草地和裸地土壤水分循环特征.结果表明,干旱

年(天然降雨条件),荒草地和裸地剖面内土壤水分变异系数随土层深度的增加而降低,基于标准差和变异系数两个指标,采用聚类分析可以将土壤剖面水分垂直变化划分为4层.丰水年(人工降雨条件),由于持续降雨入渗和强烈的蒸发蒸腾作用,荒草地和裸地剖面内土壤水分变异系数随土层深度的增加呈现“降-升-降”的变化趋势,且表层土壤水分变异程度明显降低.与裸地相比,荒草地土壤水分循环深度和强度加剧,表现为活跃层、次活跃层深度和蒸散量增大.土壤水分的动态变化主要受降雨和蒸散过程的影响,尤其是浅层,而深层具有相对滞后性.土壤水分的动态变化具有明显的季节性,一般可划分为3个主要时期,如春季失墒期、夏秋增失交替期和冬季相对稳定期.干旱年,土壤水分收支负平衡,入渗雨量全为蒸发蒸腾所消耗;丰水年,土壤水分收支正平衡,但入渗雨量的大部分(>80%)为强烈蒸发蒸腾所消耗.关键词　黄土区　荒草地　裸地　土壤水分　循环文章编号　1001-9332(2005)10-1853-05　中图分类号　S152;S157.1　文献标识码　A

WatercyclingcharacteristicsofgrasslandandbarelandsoilsonLoessPlateau.CHENHongsong1,2,SHAOMingan2,WANGKelin1(1InstituteofSubtropicalAgriculture,ChineseAcademyofSciences,Changsha410125,China;2StateKeyLaboratoryofSoilErosionandDrylandFarmingontheLoessPlateau,InstituteofSoilandWaterConservation,ChineseAcademyofSciencesandMinistryofWaterResources,Yangling712100,China).2Chin.J.Appl.Ecol.,2005,16(10):1853～1857.

ThestudyundernaturalandsimulatedrainfallconditionsshowedthatthevariancecoefficientofsoilwaterinthegrasslandandbarelandonLoessPlateaudecreasedwithincreasingsoildepth,andtheverticalchangeofsoilwa2terindroughtyearintheprofilecouldbedividedintofourlayers.Inrainyyear,thevariancecoefficientofsoilwaterdecreasedfirst,increasedlater,anddecreasedlastlywiththeincreaseofsoildepth,duetothecontinualrainfallinfiltrationandintensiveevapotranspiration.Thevariancecoefficientatsurfacesoillayerwasobviouslysmallerinrainyyearthanindroughtyear.Comparedwiththatinbareland,thesoilwatercyclingingrasslandwasdeeperindepthandgreaterinintensity,aswellashigherinevapotranspiration.Thetemporalchangeofsoilwatermostlydependedonrainfallandevapotranspiration,especiallyinsurfacesoillayer,andthechangeofsoilwaterlaggedbehindgraduallyfromlowtodeeplayersintheprofile.Soilwaterstoragehadaseasonalchange,andcouldbedividedintothreemainperiods,i.e.,decreasinginspring,alternativelydecreasingandincreasinginsummerandautumn,andrelativelystableinwinter.Indroughtyear,soilwaterstoragedecreased,andinfiltratedrainfallwasallconsumedbyintensiveevapotranspiration.Inrainyyear,soilwaterstorageincreased,butmostin2filtratedrainfall(morethan80%)wasconsumedbyintensiveevapotranspiration.Keywords　LoessPlateau,Grassland,Bareland,Soilwater,Cycling.

1　引　　言

土壤水分是作物生长、植被恢复和生态环境建设的关键性限制因素,尤其在以半干旱地区为主的

黄土高原[1,7,17,20].由于受降雨、入渗、产流、蒸散、地下水等因素的影响,土壤水分经常处于循环变化过程中.土壤水分循环在时间上具有年周期的变化特征,在空间上表现为水分循环深度和强度的差异[17],与气候、土壤、地形(包括坡度、坡向、坡位和坡形)以及植被等因素密切相关[5,7,15,16,18].Famiglietti等[5]研究表明,雨季表层土壤水分的变

异性与土壤孔隙度和导水率密切相关,而旱季表层土壤水分的变异性则与坡位、坡向和粘粒含量等密切相关.在湿润地区,Ridolfi等[16]认为,由于地形的作用,侧向水流是导致坡面土壤水分分布差异的主要原因,而这又受植被类型的影响.在半干旱地区,Gómez2Plaza等[6]发现,对于植被稀疏的区域,土壤水分变异性的主要影响因素为土壤质地和坡度;而

3中国科学院知识创新工程领域前沿项目([1**********]413)和国家自然科学基金重大研究计划资助项目(90102012).33通讯联系人.

2004-11-15收稿,2005-04-18接受.

1854应　用　生　态　学　报　　　　　　　　　　　　　　　　　　16卷

212　研究方法

对于植被覆盖率较高的区域,土壤水分变异性的主

要影响因素为上坡汇水面积(Upslopecontributingarea)、坡向、土壤剖面曲率(Soilprofilecurvature)和土层深度等.由于各地气候、土壤、植被、地形以及采样频率与深度的差异,坡面土壤水分时空变异性的影响因素一直难以取得共识

[5]

从王东沟小流域沟坡中下部选择4个3m×20m的荒草地(覆盖度约85%)径流小区(正东向),其中两个坡度为

35°,坡面均一,用于天然降雨试验;另外两个坡度为30°,坡

面上留有造林整地的水平阶,用于人工降雨试验(2002年6～8月).土壤水分用中子水分仪测定[3],雨季每周测定一次,旱季2周测定一次,0～1m、1～4m分别以10cm和20

cm为间隔进行测定.天然、人工降雨试验小区分别于2002

,增加了坡面土壤水

分循环特征研究的难度.在黄土高原地区,由于土壤

质地均一、土层深厚、垂直节理发育、土体上部一般无倾斜且不透水的层次,加上土壤相对湿度较低,侧向水流很难发生,所以该地区土壤水分的循环是比较单纯的降水入渗和上行蒸散过程[1,11,20],土壤水分循环的深度和强度主要取决于植被类型、上坡汇水面积、地形等因素[9,13,19,21].目前,黄土高原地区土壤水分循环特征的研究主要是针对农田进行的[2,8,10,14],坡地虽然也进行了这方面的研究,但主要局限于分析土地利用类型、地形等对土壤水分变化的影响,而且缺乏长期而系统的观测资料[9,11,15,18,19].本文主要基于天然和人工降雨试验,采用定位观测方法,分析黄土高原沟壑区荒草地和裸地土壤水分的循环特征,为黄土高原地区植被恢复重建提供科学依据.2　研究地区与研究方法

211　研究区概况

年4月沿坡向下每隔5m和4m埋设一根中子水分测管,地下埋深415cm,地上外露15cm,测深可达4m.为了便于对比研究,在试验期间(2002年6～11月),分别将一个荒草地用除草剂喷洒使之变成裸地.每次降雨后,用集水池测定产流量.天然降雨量、水面蒸发量由塬面气象站提供.

2002年天然降雨459.9mm,低于多年平均降雨量的21.3%,属干旱年.人工降雨试验发生在2002年6～8月,裸

地、荒草地人工降雨量分别为509.1mm和457.9mm,若考虑天然降雨量则为(特大)丰水年[4].为了便于比较,分析荒草地和裸地土壤水分变化时都以全坡面的平均值为研究对象.忽略植被对降雨的截留,不考虑地下水对土壤水分循环的影响,荒草地和裸地土壤水平衡的计算公式为:

ΔW=Pcosα-Rs-E

(1)

式中,ΔW为观测期始、末土壤储水量的差值(mm);P为降

);Rs为地表径流量(mm);E为雨量(mm);α为坡面倾角(°

蒸散量(mm).在进行土壤水分垂直变化层次的划分时,常用到变异系数Cv和标准差s两个指标,计算公式分别为:

Cv=s=

x

(2)

王东沟试区(107°40′30″～107°42′30″E,35°12′16″～35°

16′00″N)位于陕西省长武县西12km陕甘分界处,试区面积8.3km2,是典型的黄土高原沟壑区,属暖温带半湿润大陆性

n-16

n

(xi- x)2

(3)

i=1

式中, x为样本(土壤水分观测值)平均值;n为样本总个数;

xi为样本的第i个观测值.

季风气候,年平均气温9.1℃,无霜期171d.试区分为塬、梁、沟三大地貌类型,各约占1/3.试区塬面海拔1215～

1226m,沟口最低点海拔946m,沟道长4.97km,沟壑密度2.78条・km

-2

3　结果与分析

311　土壤水分的垂直变化

,主沟道平均比降5.47%,流域侵蚀模数2588

t・km-1・yr-1.降雨年际间变异大,多年平均降雨量为584.1mm,最大年降雨量为813.2mm,最少年降雨量为369.5mm,降雨主要集中在7～9月,约占全年降雨量的55%以

土壤水分的垂直变化主要取决于降雨和蒸散过

程的相互作用,地形和土地利用方式也是重要的影响因素[1,9,15,18,20].以往对剖面土壤水分垂直变化的定性描述较多,近年来开始向定量化描述方向发展.一般采用变异系数和标准差两个指标,将剖面土壤水分垂直变化的层次划分为4层[1,20]:速变层(Cv>30%和标准差s>4)、活跃层(Cv=20%～30%和标准差s=3～4)、次活跃层(Cv=10%～20%和标准差s=2～3)和相对稳定层(Cv

上.

当地主要土壤类型为粘黑垆土,母质为中壤质马兰黄土,全剖面土质均匀疏松,稳定入渗率为1.35mm・min-1,田间持水量为21%～23.8%,萎蔫湿度为9%～12%

[12]

.非饱

和层深厚,地下水埋深50～80m,不参与土壤水分循环.20世纪70年代起,该区自然植被多为人工林(草)取代,主要有刺槐(Robiniapseudoacacia)、胡枝子(Lespedezabicolor)、紫穗槐(Amorphafruticosa)等.但20世纪80年代以来,部分刺槐林地遭到人为砍伐破坏而逐渐变为荒草地(稀疏刺槐林地),主要有纤毛鹅冠草(Roegneriaciliaris)、蛇莓(Duchesnea

indica)、野菊花(Floschrysanthemi)以及冰草(Agropyroncristatum)等.

标准差s

10期　　　　　　　　　　　　　陈洪松等:黄土区荒草地和裸地土壤水分的循环特征　　　　　　　　　　　1855

1a).采用聚类分析,可以通过分层(按照4层)划分312　土壤水分的动态变化

标准差和变异系数来确定土壤水分的垂直变化层次.显然,与裸地相比,在植被蒸腾耗水的作用下,荒草地土壤水分循环强度加剧,表现为活跃层和次活跃层深度增大(表1).当然,土壤剖面水分垂直变化层次划分的结果,与水文年、观测时间范围、土地利用类型等都有一定关系[9,20].在人工降雨条件下(丰水年),荒草地和裸地剖面内土壤水分的变异系数随土层深度的增加呈现“降2升2降”的变化趋势(图1b),这可能与观测期内持续的降雨入渗和强烈的蒸发蒸腾作用有关.与干旱年相比,丰水年荒草地和裸地表层土壤水分的变异系数明显减小,表明持续降雨会降低表层土壤水分的变异程度(图1)

.

土壤水分的动态变化是气候波动和植被时空动态变化的直接反映[17],其动态变化趋势与降雨(主要是>10mm的有效降雨)的变化趋势基本一致(图2、3).在天然降雨条件下,由于降雨入渗、再分布和土壤蒸发向深层传递的滞后性,各层土壤水分变化幅度具有一定差异,浅层土壤水分变化幅度明显大于较深层,其受降雨和蒸散的影响也相应较大(图1、4).黄土高原地区土壤水分的补偿和恢复主要在雨季,暴雨和微雨对土壤水分的补给作用较小,只有降雨强度适中、历时长、雨量大的降雨过程才能有较多的降雨入渗补给土壤水分,土壤水分的恢复程度和深度又因各年降雨的丰欠与有效降雨的多寡而存在明显差异[2,20].由于2001年6～9月降雨较多(占全年降雨总量528.7mm的78.7%),加上2002年5、6月份降雨也较多(占全年降雨总量的36.1%),所以2002年6月份荒草地和裸地0～3m土层储水量处于观测期间的最高值;随后,虽然也有不少降雨,但都以无效降雨为多,而且同期蒸散作用较强,土壤储水量处于降低的趋势,只有9月份又迎来全年降雨高峰(占全年降雨总量的18.6%),土壤储水量才有所增加(图2).裸地土壤储水量大于荒草地,可能与观测初期裸地储水量较高有关,而荒草地土壤储水量变化幅度较大则与其受降雨和蒸散作用的影响较大有关.在人工降雨条件下,由于持续降雨入渗,2002年6月中旬至8月中旬荒草地和裸地土壤储水量一直处于增加趋势,随后9月份荒草地和裸地土壤储水量因天然降雨量较大而又有所增加(图3)

.

图1　天然(a)、人工(b)降雨条件下荒草地和裸地剖面土壤水分的垂直变化

Fig.1Verticalchangeofvolumetricwatercontentinsoilprofileingrass2landandbarelandundernatural(a)andsimulated(b)rainfallcondi2

tions.

表1　天然降雨条件下荒草地和裸地土壤剖面(0～3m)水分垂直变化层次

Table1Verticalchangeoftheaveragevolumetricwatercontentinsoillayerof0～3mingrasslandandbarelandundernaturalrainfallcon2ditions

植被类型深度样本数

Totalnumber[1**********]121VegetationDepth

(cm)types

0～10

Grassland10～30

30～140140～300

裸地0～10Bareland10～20

20～120(%)

s

(%)

Cv层次

Layer

　

荒草地

5.6538.05速变层Fast2changinglayer3.47～4.4823.98～30.61活跃层Activelayer

1.12～2.428.08～16.57次活跃层Secondactivelayer0.14～0.630.97～4.53相对稳定层Relativestablelayer4.6035.07速变层Fast2changinglayer4.0926.56活跃层Activelayer

1.36～3.019.31～19.83次活跃层Secondactivelayer图2　天然降雨条件下荒草地和裸地土壤储水量(0～3m)动态变化Fig.2Temporalchangeofaveragewaterstorageinsoillayerof0～3m

ingrasslandandbarelandundernaturalrainfallconditions.

　　根据土壤储水量的动态变化过程,结合年内降雨和水面蒸发量的季节变化规律(图2、3),可以将年内土壤储水量的变化分为3个阶段:春季失墒期,

1856应　用　生　态　学　报　　　　　　　　　　　　　　　　　　16卷

图3　人工降雨条件下荒草地(a)和裸地(b)土壤储水量(0～4m)的

动态变化

Fig.3Temporalchangeofaveragewaterstorageinsoillayerof0～4m

ingrassland(a)andbareland(b)undersimulatedrainfallconditions.

图4　天然降雨条件下荒草地(a)和裸地(b)各层土壤水分的动态变化

Fig.4Temporalchangeofvolumetricwatercontentatsurfacesoillayersingrassland(a)andbareland(b)undernaturalrainfall.

夏秋增失交替期,冬季相对稳定期.干旱年(天然降雨条件),夏秋以失墒为主,土壤水分负补偿(图2);丰水年(人工降雨条件),夏秋以增墒为主,土壤水分正补偿(图3).伏秋和冬季降雨对土壤水分有重要的补给作用,而夏季降雨大部分为强烈的蒸发蒸腾作用所消耗,对土壤水分的补给作用较小.313　土壤水平衡

一般土壤储水量的增加主要在雨季,而亏缺主要在旱季.在天然降雨条件下(干旱年),土壤水分观测期内(2002年6月14日至11月24日)荒草地和裸地蒸散量大于同期降雨量,导致土壤水分循环负平衡,土壤储水量(0～3m)负补偿(表2、图2).荒草地和裸地土壤供水分别占17.6%和18.1%,入渗雨量全为强烈的蒸发蒸腾作用所消耗.在植被的蒸腾耗水作用下,荒草地的土壤水分循环强度较裸地大,表现为荒草地的蒸散量大于裸地的蒸发量(表2),以至于荒草

地和裸地土壤储水量的亏缺量十分接近,这可能与荒草地产流较少而植被蒸腾耗水较多有关.

在人工降雨条件下(丰水年),土壤水分观测期内(2002年6月13日至11月24日)荒草地和裸地蒸散量小于同期降雨量,导致土壤水分循环正平衡,土壤储水量(0～4m)正补偿(表2、图3).荒草地径流量、土壤储水增量、蒸散量分别占同期降雨量的1.7%、13.8%和84.5%,而裸地径流量、土壤储水增量、蒸发量分别占同期降雨量的19.9%、15.9%和64.2%.这表明,集中在6～8月的降雨(含人工降雨和天然降雨)虽然在一定程度上增加了土壤储水量和降水入渗补给深度,但大部分为强烈的蒸发蒸腾作用所消耗.在土壤水分观测期内,荒草地和裸地降雨入渗量分别有86.0%和80.2%为强烈的蒸发蒸腾作用所消耗.虽然荒草地累积降雨量少于裸地,但由于荒草地强烈的蒸腾作用,其蒸散量反而大

表2　2002年6～11月人工、天然降雨条件下荒草地和裸地的土壤水平衡(0～3m)

Table2SoilwaterbalanceingrasslandandbarelandundernaturalandsimulatedrainfallconditionsfromJunetoNovemberin2002

降雨方式

Rainfallconditions

植被类型

Vegetationtypes

初期储水量

Initialwaterstorage

(mm)459.5480.3736.5末期储水量

Finalwaterstorage

(mm)411.3435.2807.7ΔW

(mm)-48.2-45.171.3Pα

(mm)230.5230.5517.5(mm)5.525.78.9Rs

(mm)

E

　

天然降雨

Naturalrainfall

人工降雨

荒草地Grassland裸地Bareland荒草地Grassland273.2249.9437.3

10期　　　　　　　　　　　　　陈洪松等:黄土区荒草地和裸地土壤水分的循环特征　　　　　　　　　　　1857

于裸地的蒸发量(表2),表明荒草地土壤水分循环强度大于裸地.4　结　　论

411　土壤剖面水分的垂直变化具有明显的层次.干

旱年,荒草地和裸地剖面内土壤水分变异系数随土层深度的增加而处于降低的趋势,基于标准差和变异系数两个指标,采用聚类分析,可将土壤剖面水分垂直变化划分为4个层次:速变层、活跃层、次活跃层和相对稳定层.丰水年,受观测期内持续降雨入渗和强烈蒸发蒸腾作用的影响,荒草地和裸地剖面内土壤水分的变异系数随土层深度的增加呈现“降2升2降”的变化趋势,而且表层土壤水分的变异程度明显降低.

412　与裸地相比,荒草地由于植被强烈的蒸腾作

用,其土壤水分循环深度和强度加剧,表现为活跃层、次活跃层深度和蒸散量增大.

413　土壤水分的动态变化主要受降雨和蒸散过程

的影响.由于降雨入渗、再分布和土壤蒸发向深层传递的滞后性,各层土壤水分变化幅度具有一定差异.浅层土壤水分变化幅度明显大于较深层,其受降雨和蒸散的影响也相应较大,而深层土壤水分变化具有相对滞后性.

414　土壤水分的动态变化具有明显的季节性.根据

年内降雨和水面蒸发量的相对大小,可将土壤水分的变化分为3个主要时期:春季失墒期、夏秋增失交替期和冬季相对稳定期.干旱年,土壤水分收支负平衡,土壤水分负补偿,夏秋以失墒为主,入渗雨量全为蒸发蒸腾所消耗;丰水年,土壤水分收支正平衡,土壤水分正补偿,夏秋以增墒为主,但入渗雨量的大部分(>80%)为强烈的蒸发蒸腾作用所消耗.

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作者简介　陈洪松,男,1973年出生,博士,副研究员.主要从事土壤物理与水土保持方面的研究,发表论文30篇.E2mail:[email protected];Tel:[1**********]6