苏子龙，张光辉，2†，于艳

(1.北京师范大学地理学与遥感科学学院，100875，北京;2.中国科学院 水利部 水土保持研究所，712100，陕西杨凌)

土壤水分是水文过程、土壤侵蚀过程、土壤养分输移和地表微气候的重要影响因素［1］，对作物生长和产量有决定性影响［2］，因此也是农业生产的关键因素之一［3-4］，研究土壤水分变化规律对促进我国农业发展有重要意义［5］。土壤水分的变化是地形地貌、土壤质地、植被分布、太阳辐射作用等相互作用的结果［6-7］。其中:不同坡向因受到太阳辐射不同，导致各坡面的蒸散发量存在差异，进而影响土壤水分分布;降雨在坡面上的再分配使不同坡面位置土壤含水量不同［1，8］，上坡位会因向坡下排水而不能积蓄土壤水分，下坡位因接受上坡来水而往往具有较高的土壤含水量，故不同坡位的土壤水分变化特征不同。

东北黑土区是我国粮食主产区之一，特别是其中典型黑土区拥有大量珍贵的黑土资源，适宜农作物生长，同时，土壤水分对该地区作物生长起到调节作用［9］;因此，对典型黑土区土壤水分变化的研究极为重要。目前对土壤水分的研究多集中于黄土高原地区，典型黑土区的相关研究较少，且该区土地多用于耕种，属“雨养农业”区，已有研究多从降雨［10-11］、植被覆盖［12］和耕作方式［13-15］等角度分析土壤水分动态变化。典型黑土区拥有独特的长坡、缓坡的地形特点，坡面的太阳辐射分布、产流产沙过程以及土壤侵蚀状况与黄土高原地区、红壤区均有不同，而从坡向和坡位等地形因素角度出发分析土壤水分变化的研究却鲜有报道。笔者以东北典型黑土区农业小流域为研究对象，系统分析不同坡向和坡位土壤水分变化特征，以期为当地农作物合理配置、农田土壤水分管理、以及水资源的合理利用提供依据。

1 研究区概况

研究区位于黑龙江省嫩江县九三农垦分局鹤山农场鹤北流域2 号小流域(E 125°16＇，N 48°58＇)，面积为3.64 km2，地处大兴安岭南麓，海拔在150 ～383 m 之间。坡岗平缓，坡长较长，被当地人称为“漫川漫岗”，属于典型黑土区。流域气候类型为寒温带大陆性季风气候，因受季风和高纬度影响，全年冷热、干湿季节划分明显，春季干燥少雨，夏秋两季湿润多雨且昼夜温差较大，冬季寒冷漫长。年平均气温在-1.5 ～0.4 ℃之间，年内温差变化大，夏季最热月份为7 月，平均气温为20.8 ℃，冬季最冷月份为1 月，平均气温为-22.5 ℃。年日照时间为2 550 ～2 700 h，全年无霜期为115 d 左右。年均降雨量约为550 mm，多集中于6—9 月。研究区地理位置示意图如图1 所示。

图1 研究区地理位置示意图Fig.1 Location of the study area

研究区的土地利用方式有小麦(Triticum aestivumLinn)地、大豆(Glycine max)地、林地、草地、田间道和塘坝6 种，其中，小麦和大豆分别在5 月中下旬播种、8 月初和9 月底收获，分布在研究区的各坡面上。土壤以黑土为主，厚度在30 ～50 cm 之间，腐殖质质量分数为4%～6%，质地黏重，透水性差，易冷浆，潜在肥力高，保水保肥能力强，成土母质为第四纪湖相冲积沉积物黄黏土物质。林地以林带形式每隔200 ～300 m 均匀分布在各坡面及谷底，主要树种为落叶松，种植时间为35 a，林冠最大盖度为0.4 左右，林下草被层不发达，生长有稀疏的针茅草(Stipa baicalensis Roshev)等禾本科和蒿子(Kobresia myosuroides Fiori)等菊科植物，最大盖度为0.3 左右。草地位于流域底部，春季积水严重，土壤为草甸沼泽土，夏季植被生长茂盛，作为放牧的主要场所，草地遭牛羊踩踏较为严重。田间道穿插于各田块间，表层板结严重，没有植被生长。塘坝位于流域出口处，土壤来源为上游水蚀携带的表土，上下层土壤成分变化很大，透水性差，表层生长有茂盛的禾本科植被，主要通过蒸发和植物蒸腾消耗土壤水分。为了减少土地利用对土壤水分的影响，本研究所涉及的土地利用方式均为大豆地，坡度变化较小，变化范围2°～5°。

2 研究方法

分别在2 号小流域3 个坡向(阳坡、半阳坡、半阴坡，其中阳坡为东坡向、半阳坡为西南坡向、半阴坡为东北坡向)的上坡、中坡和下坡选取测点，采用经过烘干法校正过的TDR 测定土壤水分，测量深度为1 m，分为7 层(0 ～5、10 ～15、20 ～25、30 ～35、50 ～55、70 ～75、90 ～95 cm)，每层做2 次重复测量，取平均值作为该层土壤含水量值，用于土壤水分剖面特征的研究，另外，将各层土壤水分含量值平均得到的土壤剖面平均值作为该测点土壤含水量值，用于不同坡位土壤水分变化特征研究。测量周期为10 d，若遇雨天则向后顺延10 d，整个观测期内共取样10 次，取样时间分别为2005 年的6 月12 日、7 月1 日、7 月11 日、7 月22 日、8 月1 日、8 月14 日、8月28 日、9 月8 日、9 月22 日和10 月1 日，并计算各期土壤含水量平均值，以及进行方差分析。为了确保测量值的足够稳定性，每次测量工作在1 d 内完成。

3 结果与分析

3.1 不同坡向土壤水分变化

不同坡向接收的太阳辐射存在差异，各坡向接收太阳辐射多少的顺序是阳坡＞半阳坡＞半阴坡＞阴坡，不同坡向接收太阳辐射的差异会对土壤水分蒸发产生影响，从而造成各坡向土壤水分差异［16］。研究区不同坡向土壤含水量平均值剖面变化如图2(a)所示，与以往经验不同，半阴坡的土壤含水量小于阳坡和半阳坡，其原因主要是在于测量深度内，虽然3 个坡向土壤变化均为黑土—黄黏土—沙层，但不同于阳坡和半阳坡，半阴坡黑土—黄黏土层较薄，沙层较厚，深层土壤蓄水能力弱。

在土壤剖面变化上，对各坡向不同土壤剖面的土壤含水量进行单因素方差分析，结果如图2(b)所示，自35 cm 左右起，各坡向土壤含水量存在显著差异，即坡向对土壤剖面35 cm 以下的土壤水分存在显著影响，而对该层以上土壤水分的垂向变化影响较小。这与马娟霞等［17］在黄土高原刺槐(Robinia pseudoacacia)林地得到的坡向对土壤水分影响呈极显著的结果不同，可能是由于研究区各坡向土质垂向变化所致。从表层至35 cm 左右深度，3 个坡向土壤含水量变化曲线相似，均为先增大后减小，这主要是由于上层土壤水分变化受到相似地表气象条件、土质等因素影响，坡向不是该层土壤水分变化的主要影响因素。3 个坡向土壤含水量均在25 cm 左右处达到最大值，这是由于在25 ～30 cm 处存在坚硬的犁底层，土壤水分在该处聚集，使得土壤含水量增大。对于阳坡土壤剖面，35 ～100 cm 土壤含水量持续降低，这是由于这一层次土壤虽为黏土，但含沙量逐渐增大，使得土壤含水量不断减少;对于半阳坡剖面，由于35 ～75 cm 土质由黑土逐渐转化为黄黏土，因此在该层内土壤含水量逐渐增大，在75 ～100 cm 处出现少许沙，但土质仍以黏土为主，因此，土壤含水量在该层出现降低;对于半阴坡剖面，因35 ～75 cm 土质逐渐由黏土向沙转变，蓄水能力变差，导致土壤含水量逐渐降低，而在75 ～100 cm 处，因该坡向下坡位土质为黄黏土，土壤含水量较高，导致该处土壤含水量呈现增大趋势。

3.2 不同坡位土壤水分变化

研究区内不同坡向土壤含水量随坡位变化如图3 所示，图中数值是对各坡向不同坡位0 ～100 cm土壤含水量测量值平均得出。由图3 可知各坡向不同坡位土壤含水量变化趋势一致，即下坡位土壤含水量最大(阳坡47.4%、半阳坡46.5%、半阴坡46.5%)，上坡位次之(阳坡35.2%、半阳坡36.5%、半阴坡34.5%)，中坡位最小(阳坡23.0%、半阳坡35.4%、半阴坡22.4%)。这与葛翠萍等［3］在东北黑土区坡耕地得到的结果类似，但与邱扬等［18］在黄土高原大南沟的研究结果以及王春红等［19］在晋西黄土高原残塬沟壑区河沟流域的研究结果(土壤含水量与坡位变化趋势相反)不同。这主要是由于研究区坡度较小，表现为坡长坡缓地形，不同于黄土高原的短坡陡坡地形，下坡接收上坡来水较多，并且中坡位土壤侵蚀强烈，出现“破皮黄”，土质较差，持水力较弱，而黄土高原土层深厚，各坡位土质变化不大，此外，研究区中坡位的坡度也比上坡位和下坡位大，地表径流通过时间短，故入渗少，次表层排水快。

图2 不同坡向土壤水分剖面变化特征Fig.2 Soil moisture variation characteristics of soil profile on different slopes

图3 各坡向不同坡位土壤水分变化特征Fig.3 Soil moisture variation characteristics at different slope positions from different slopes

不同坡向各坡位土壤含水量剖面变化存在差异。对于阳坡，其土壤含水量剖面变化如图4(a)和(d)所示，在0 ～100 cm 土壤剖面内，各坡位土壤含水量存在显著差异，即坡位是各剖面土壤水分差异的主要影响因素。阳坡上坡位土壤含水量总体呈增加趋势，这是由于表层受到的蒸发作用最为强烈，且上层水分不断下渗，在犁底层附近聚集，因此在25 cm 处出现较大值，随后有小幅减少，可能是由于犁底层的存在，阻碍了土壤水分的下渗，犁底层下土质逐渐转换为黄黏土，土壤含水量逐渐增加。中坡位土壤含水量变化较为复杂，由于中坡位土壤侵蚀严重，出现破皮黄，表层为黄沙土，保水性差，故土壤含水量较低，土质在25 ～55 cm 处逐渐转换为黄黏土，所以在这一深度范围内土壤含水量较高，55 ～100 cm 多为沙土，水分向下渗漏，土壤含水量有大幅降低。下坡位与上坡位相似，在0 ～25 cm 内呈现增加趋势，并在25 cm 处达到最大值。主要原因是该处犁底层的存在，水分在该处聚集，在25 ～55 cm 处土壤含水量呈减小趋势，可能是受到犁底层影响，水分下渗困难，55 ～100 cm 范围内土质逐渐转换为黄黏土，土壤含水量也先呈现出增加趋势，但在75 cm 处开始减小。原因可能是由于季节性冻层的存在，融化时间较晚。

半阳坡土壤含水量剖面变化如图4(b)和(e)所示，与阳坡不同的是，在0 ～25 cm 深度范围内，3个坡位土壤含水量差异不显著，坡位对这一深度范围无显著影响，而在25 ～100 cm 深度范围内，3 个坡位土壤含水量存在显著差异，即坡位是半阳坡这一深度内土壤含水量变化的主要影响因素。半阳坡上坡位和中坡位土壤含水量剖面变化曲线相似，在0 ～35 cm 出现先增大后减小的趋势，并在25 cm 处出现最大值。其原因与阳坡相同，均是由于犁底层的存在，在35 ～75 cm 范围内因土质由黑土向黄黏土的转化，2 个坡位土壤含水量均有小幅增加，75 ～100 cm 范围内土质中沙的含量逐渐增加，导致土壤含水量有明显降低。下坡位土壤含水量剖面曲线与上、中坡位显著不同，随土层深度呈逐渐增大趋势。这是由于下坡位主要是上方来沙沉积，测量深度内土质变化是由黑土到黄黏土，故土壤含水量逐渐增大。

半阴坡土壤含水量剖面变化如图4(c)和(f)所示，与阳坡相似，在0 ～100 cm 土壤剖面内，各坡位土壤含水量存在显著差异，即坡位是各剖面土壤水分差异的主要影响因素。对于上、中坡位，土壤含水量剖面变化曲线相似，0 ～25 cm 土壤含水量变化与半阳坡相同，并在25 cm 处达到最大。这也是由于犁底层的存在使土壤水分在该处聚集所致。25 ～75 cm 深度范围内土壤含水量随深度逐渐降低，这是土质由黄黏土逐渐向沙黏土转换的结果，使得水分不断下渗，在75 ～100 cm 深度内出现聚集;因此，土壤含水量在这一深度范围内小幅增加。下坡位土壤含水量变化与半阳坡下坡位类似，和上、中坡位存在明显不同。其原因也是由于下坡位土壤主要来源于上、中坡流失的土壤，测量深度内土质变化也是由黑土到黄黏土所致。

图4 各坡向不同坡位土壤水分剖面变化特征Fig.4 Soil moisture variation characteristics of soil profile at different slope positions from different slopes

4 结论与讨论

以位于典型黑土区的黑龙江省鹤山农场2 号小流域为研究对象，研究了不同坡向和坡位的土壤水分变化特征及二者对土壤水分的影响。研究发现，研究区各坡向土壤含水率变化不同于以往经验，其大小顺序表现为半阴坡＜阳坡＜半阳坡。0 ～35 cm深度深度范围内各坡向土壤含水量变化无显著差异，且3 个坡向土壤含水量均呈先增大后减小的变化趋势，并都在25 cm 处因犁底层阻碍水分下渗而达到最大;在35 ～100 cm 的土壤剖面范围内，坡向对土壤含水量变化有显著影响，各坡向土壤含水量变化趋势分别为:阳坡土壤含水量曲线呈逐渐降低，半阳坡为先增大后降低，半阴坡呈先降低后增大。

3 个坡向土壤水分随坡位变化的趋势一致，均为下坡位土壤含水量最大，上坡位次之，中坡位最小。这主要是由于研究区坡长坡缓的地形特点以及中坡位土壤侵蚀严重造成的。各坡面不同坡位土壤水分剖面变化存在差异。对于阳坡，在测量深度范围内，坡位是各剖面土壤含水量变化的影响因素，上、下坡位土壤含水量曲线在0 ～35 cm 深度内均呈先增大后减小趋势;但下坡位变化幅度较上坡位大，35 ～100 cm 范围内上坡位土壤含水量随深度逐渐增大，下坡位为先减小后增大再减小的趋势，中坡位因土壤侵蚀严重、土质变化较大，其土壤含水量变化曲线较复杂。对于半阳坡，3 个坡位0 ～25 cm 深度范围内土壤含水量变化一致，均呈逐渐增大趋势，坡位对该层土壤水分影响不显著;但坡位对25 ～100 cm 范围内土壤水分变化有显著影响，上、中坡位在该范围内均呈先减小后增大再减小的变化趋势，而下坡位呈逐渐增加趋势。半阴坡与阳坡相似，坡位在测量深度内是土壤水分变化的影响因素，上、中坡位土壤含水量均呈先增大(25 cm 处达到最大)后减小再增大的变化趋势，下坡位变化与半阳坡下坡位相似，其土壤含水量随深度逐渐增大。

本文仅从坡向和坡位角度探讨了典型黑土区土壤水分变化特征，但如土地利用方式、土壤质地和坡度等也对土壤水分变化有着重要影响。这些因素与土壤水分变化有何关系、因素之间是否有交互作用、以及哪些因素为主控因素，还需要进一步探讨。