冯金超, 党宏忠, 王檬檬, 田大栓, 姚 源, 却晓娥, 吴丽丽

(1.中国林业科学研究院 荒漠化研究所, 北京 100091; 2.内蒙古农业大学 沙漠治理学院,呼和浩特 010010; 3.中国科学院 地理科学与资源研究所, 北京 100101; 4.宁夏枸杞产业发展中心,银川 750001)

土壤水分是陆地水资源的一个重要组成部分，尤其在干旱半干旱区域，如国内黄土高原地区，地下水埋深在距离地表30—100 m的土层中，无法参与土壤水分循环[1]，是制约植物生长的关键性因子，显得尤为重要。20世纪末，得益于退耕还林政策，超过两千万hm2的耕地被恢复林地，旨在恢复生态系统的历史环境条件[2-5]。随着经济的发展，单纯的人工林已无法满足当地的经济需求，在加强水土保持林建设的同时，营造经济林成为了提高当地收入的必然选择[6]。黄土丘陵沟壑区地处中国西北部，是典型的旱作农耕区，也是我国重要的特色果品生产基地。因其高海拔，较大的昼夜温差以及充足的光照有利于苹果糖分积累和果实着色；同时，降雨量相对较低，气候干燥，病虫害小，环境污染较轻；黄绵土土层深厚疏松，土壤通透性强，适宜于苹果树的生长。因此，该区域20世纪80年代开始种植苹果树，90年代苹果种植面积迅速增加，目前已成为全国优质苹果的主要生产区之一[7]。该地区80%的山地果园都是旱地雨养果园，水是作物增产的主要限制因子[8-9]。该区水资源极缺，年降雨量小，且年内分布不均。由于不合理的人工植被配置等因素，导致该地区土壤干层现象严重[10]。广泛发育的土壤干层加剧了土壤退化，降低了植被生产力，阻断了土壤水分的入渗，使土壤水库的调节作用减弱，改变了该地区的生态水文进程[11-14]。研究表明，黄土塬区存在高龄果园深层干化的现象，影响深度可达10 m 甚至更深[15]。目前，在黄土高原，关于植被与土壤水分的关系，众多学者已经对天然植被和人工植被在不同尺度、地形和土地利用方式等方面开展了大量工作[8-14]，而对于经济林水分动态研究，仍有待于进一步加强。因此，本研究在2017年生长季(4—10月)，对晋西黄土丘陵沟壑区苹果园土壤水分进行连续定位观测，揭示土壤含水量的动态规律及对降雨的响应，有利于对黄土塬区苹果园的可持续发展提供科学依据以及确定合理的人工干预方式。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究地点位于山西省吉县雷家庄，地理位置为110°35′E，36°04′，属于黄土高原残塬丘陵沟壑区，平均海拔1 100 m。气候为暖温带大陆性半干旱气候，多年平均降水量为522.8 mm，2017年为欠水年。降水年内分布不均，主要集中在6—9月，约占全年降水量的70%，最大年降雨量828.9 mm(1956年)，最小年降雨量277.7 mm(1997年)。年平均气温10 ℃，超过10 ℃的年均积温3 357.9℃，无霜期平均172 d。研究样地果园土壤为黄土，黄土母质呈微碱性，pH值在8.4左右。果园面积3 300 m2，果树为17 a龄红富士，栽植密度4 m×6 m。

1.2 研究方法

试验选择山西吉县有代表性的东城乡雷家庄村果园作为研究样地，样地内土壤质地均一，无黏土层、母质层等相对不透水层。试验以17龄苹果树果园土壤为研究对象，并于2017年6月在样地表层用环刀(100 cm3)取原状土，每个层次取3个重复，用以测定土壤田间持水量。土壤田间持水量测定采用威尔科克斯(Wilcox)法也称环刀法，方法如下：

用环刀在样地上采取原状土，同时在同一土层上取些散状土，带回室内。将原状土放入水中，有孔盖的一端向下，且水不没环刀顶，浸一昼夜。散状土风干后通过孔径为1 mm的土筛，装入环刀。然后打开装有湿土的环刀的有孔盖子，连同滤纸一起放在盛风干土的环刀上。经过8 h吸水后，从环刀中取15～20克原状土土样，用称重烘干法，测定其含水量。三次重复，求平均值，即为该层的田间持水量W，其计算公式为：

W=(Ww-Wd)Wd×100%

式中：Ww为湿土重;Wd为干土重。

同时，在距表层50，100，150，200，250，300 cm处各安装1个ECH2O土壤水分探头，长期动态监测土壤体积含水量。数据线外套有塑料软管，以防止动物啃噬影响数据获取。水分监测系统于2017年3月初布设，经过1个月的试运行，消除采集系统安装过程中对土壤的扰动后，开始进行正式数据采集。数据采集时间从苹果树开始生长到果实采摘为止(2017年4月—10月底)，土壤水分数据采用EM50数据采集器采集，采集间隔为1 h。土壤气象要素的监测均采用SQ2020数采器采集数据，采集间隔为2 min。

1.3 数据分析

式中：j为监测时间；k=50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm和300 cm。

土层k在监测期内土壤体积含水量的标准差(s)计算公式如下：

同时，我们引入了变异系数CV(标注差与平均值的比例)，公式为：

2 结果与分析

2.1 研究区降水特征

降雨量是黄土区土壤水分年际变化的主要影响因子，在枯水年土壤水分变异较大，在丰水年土壤水分变异程度变低[16]。研究区2017年4月27日至11月1日总降雨量317.4 mm(图1)，24 h降雨量≤5 mm 43次，共降雨36.8 mm，占试验期总降雨量的11.6%；24 h 5—10 mm 的事件11次，共降雨77.6 mm，占试验期总降雨量的24.4%；24 h 降雨量≥10 mm 的事件13次，共降雨203 mm，占试验期总降雨量的64.0%。试验期间，最大日降雨量为22.4 mm，最大一次降雨事件的累积降雨量为59.4 mm，出现在7月末。7月、8月份作为降雨最多的季节，其降雨特征见表1。其中，出现降雨的天数为19 d，最大日降雨量出现在7月26日，达到24 mm；超过10 mm/h降雨的雨强有4次，占总时降雨时长的4.9%，介于5 mm/h到10 mm/h 之间的降雨有7次，占总时降雨时长的8.5%，小于5 mm/h的降雨为71次，占总时降雨时长的86.6%。

表1 7月、8月降雨特征

在监测时间段内，苹果的物候期包括花期(4月底—5月中旬)，幼果期(5月中旬—6月底)，果实膨大期(7月初-8月底)，果实着色期(9月)，果实成熟期(10月)5个时期。各物候期表现出明显的差异：最高降雨量出现在果实膨大期，即7月、8月份，达到167 mm；最低值出现在果实着色期，仅有10.8 mm；花期、幼果期、果实成熟期分别为26.6 mm，56.4 mm和56.6 mm。

图1 观测期降雨量与不同土层土壤体积含水量

2.2 果园土壤水分空间变异特征

果园的土壤水分容易受到土壤结构、根系分布以及降雨和蒸散发的影响，因此具有很强的空间异质性。充分把握土壤水分在垂直方向上的变异特征有助于理解土壤水分对地表植物生长和发育的调节功能以及对土壤水分储量预测预报均具有一定积极意义[17]。50 cm 以下各层的土壤含水量表现出极显著的相关关系(p<0.05)，表明较深层次土壤含水量主要受到临近上层土壤含水量的影响；最上层50 cm土壤体积含水量与其相邻的100 cm 土壤体积含水量并不存在显著的相关性关系(p>0.05)，这可能是由于50 cm深度土壤含水量更容易受到降雨影响，波动较为剧烈所导致。

不同土壤层次土壤体积含水量的空间变异如图1所示。在整个监测时期内，土壤体积含水量的空间变异明显。50 cm 深度土壤平均体积含水量最高，范围从18.92%到27.94%，平均值为22.26%，300 cm深度土壤平均体积含水量最低，范围从8.14%到10.55%，平均值为9.55%。在整个监测时期，土壤体积含水量表现出随着深度增加依次降低的趋势。徐巧的研究[18]也得出，30—220 cm土层，土壤含水量随土层深度的增加而降低，220—800 cm土层土壤含水量随土层深度增加变化趋势平缓，表现出比较稳定的变化过程。50 cm 以下各层的土壤含水量表现出极显著的相关关系(p<0.05)，表明较深层次土壤含水量主要受到临近上层土壤含水量的影响；最上层50 cm土壤体积含水量与其相邻的100 cm 土壤体积含水量并不存在显著的相关性关系(p>0.05)，这可能是由于50 cm深度土壤含水量更容易受到降雨影响，波动较为剧烈所导致。

同时，我们引入了CV用来描述整个时期土壤含水量的变异程度。CV越大，土壤含水量变化越剧烈，CV越小，土壤含水量越稳定[19]。根据Nielsen等的划分标准[20]，土壤水分变异系数CV≤0.1时表示该层土壤水分变异情况为弱变异，CV介于0.1，1 之间表示变异情况为中等变异，大于1为强变异。不同层次土壤含水量在所在深度范围内的变异系数均小于0.1，均属于弱变异。50 cm深度的CV值最高，表明此层次水分的变异程度最高。这是由于表层土壤受降雨影响较大所导致，这与毕华兴等的研究结果一致[21]，其通过地统计学研究发现，在晋西黄土区表层土壤具有较高的变异程度。

2.3 果园土壤水分时间变异特征

2017年4月27日—11月1日果园不同层次土壤体积含水量随时间的动态变化表明，50 cm深度土壤含水量在试验期间有4次明显的波动，波动时间与强降雨时间相对应。100 cm 深度土壤含水量出现一次波动，而下面四层土壤含水量基本保持稳定。这表明，50 cm 深度土壤含水量是受降雨影响最强的土层，随着土层深度的增加，降雨对土壤含水量的影响减弱；而150 cm及以下土壤含水量基本不受降雨影响(图1)。

在整个生长季，雨养果园0～3 m 的贮水量随着时间表现出一定的波动趋势(图2)。花期降雨量少，缺少水分的补给，而同时气温回升较快，土壤的蒸发潜力较大，水分补给少而损失较多，因此土壤贮水量最低，仅有476.1 mm。幼果期降雨量增加幅度较大，相应的土壤的贮水量出现明显的增加。果实膨大期为降雨最为丰沛的7月、8月份，贮水量达到最大值，为513.8 mm。进入果实着色期后，降雨量有明显的减少，此时贮水量也出现了回落。果实成熟期后，温度降低，蒸腾和蒸发作用都减小，土壤水分散失减少，而同期保持了较高的降雨量，土壤贮水量有一定程度的回升。总体而言，在整个生长季，0～3 m土壤贮水量表现出先增加后减少，在生长季末期又逐步增加的趋势。

图2 不同物候期降雨量及不同土层体积含水量

3 讨 论

3.1 果园不同土层土壤含水量特征

在土壤表层，土壤含水量受到植被蒸腾和土壤蒸发的作用更容易受到影响，植被的蒸腾和土壤的蒸发能够消耗60%的降雨。基于此原因，在干旱半干旱地区，土壤表层的土壤含水量通常较低。黄土高原有强烈的蒸发散潜力，这将导致持续的低含水量。

由于土壤表层的含水量能够被降雨补给，表层土壤含水量往往高于深层；另一方面讲，深层的土壤很难受到降雨的影响。而深层土壤的含水量受到土壤根系的影响，导致土壤含水量要低于表层。孙蕾等发现[22]，雨季过后，土壤含水量表现出上层较大，下层远远低于上层的趋势，深层呈现干燥化。黄土高原的降雨事件可以粗略的分为两类：高频率低雨量的降雨和低频次高雨量的降雨。前者对于土壤含水量基本没有影响，其只能影响到表层1 cm 的土壤，因此，土壤含水量的变化主要由较大的降雨事件所引起。降雨事件越强，它所能影响到的土壤含水量的深度越深。随着土层深度的增加，土壤含水率对降雨的响应逐层减弱，表现为滞后时间逐层延长、土壤水分增量逐层减小、土壤含水率下降速率逐层降低[6]。在半干旱的黄土高原，由于黄土层的厚度不同，土壤水分的空间分布与时间变异都是独一无二的。李佳旸长期监测发现[23]，自然降雨很难下渗补充到200 cm以下土层。在本研究中，一个生长季的数据表明，晋西黄土丘陵残塬沟壑区雨养果园100 cm以下土层含水量没有明显的变化，这说明降雨的入渗并未超过100 cm，这与曹扬等的研究结果一致[24]。我们认为，一个生长季的连续含水量监测，能够反映深层土壤的稳定的含水量的情况，尽管有待进一步的数据验证。

3.2 典型降雨事件对土壤体积含水量的影响

降雨是黄土高原雨养果园土壤水分的唯一来源，在黄土丘陵沟壑区，储存于深层土壤中的水分，对于维系植物的生存具有重要意义[25]。研究表明，黄土高原地区降雨能够渗透到100—300 cm深度的土壤中，在丰水年，甚至能达到500 cm深度。在黄土丘陵沟壑区，由于其独特的地形条件，降雨能够渗透到的深度一般不超过200 cm。本研究选取了四次典型的降雨事件，分析了其对土壤各层次含水量的影响(图3)。

第一次降雨事件发生在6月4日，历时14 h，累积降雨量22.6 mm。降雨开始前，50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm，300 cm深度的土壤体积含水量分别为23.06%，20.67%，18.36%，18.09%，10.22%，9.29%。降雨开始以后，各层土壤体积含水量均没有显著的变化，随着时间的推移，最上层50 cm处的体积含水量开始逐步升高并达到最大值25.72%。以小时作为横坐标，体积含水量作为纵坐标，其线性拟合方程为y=0.031x+22.10(R2=0.853，p<0.01)，100 cm 及以下层次土壤体积含水量基本无变化。第二次降雨事件发生在7月27日，历时41 h，累计降雨量58.6 mm。降雨开始前，自上而下六层深度的土壤体积含水量分别为22.74%，21.30%，18.69%，17.88%，11.00%，10.13%本次降雨的历时与降雨量都远远超过第一次，其土壤体积含水量的响应时间与强度均远远强于第一次降雨，在第46 h时，土壤体积含水量就出现明显的拐点，然后迅速升高，达到最高值27.94%。此次降雨量也影响到100 cm 深度的土壤体积含水量，在降雨开始90 h时，此层的土壤体积含水量也出现明显的拐点，进而达到最大值22.68%。150 cm 及以下土层体积含水量无明显变化。随着深度的增加，土壤含水量对降雨的响应时间变长，响应的强度减弱，这与吴胡强等的研究结果一致[14]。第三次降雨事件发生在8月27日，历时24 h，累计降雨量16.40 mm。降雨开始前，自上而下六层深度的土壤体积含水量分别为22.27%，22.60%，19.89%，17.81%，10.59%，9.70%。此次降雨雨强弱，降雨历时短，仅对50 cm层次土壤含水量产生影响，且存在滞后现象，在降雨开始后60 h才出现拐点。第四次降雨事件发生在10月8日，历时40 h，累计降雨量39.20 mm。降雨开始前，自上而下六层深度的土壤体积含水量分别为20.42%，20.77%，19.54%，17.72%，10.70%，9.47%。此次降雨雨量较强，降雨历时时间长，其对50 cm和100 cm层次土壤含水量均产生影响，且滞后时间短，两层土壤水分对降雨的响应在降雨开始后40 h即出现拐点。

3.3 土壤干层

土壤干化现象最早发现于20世纪60年代，经调查研究表明，土壤干层普遍存在于黄土高原的各个地区[26]。土壤干层是黄土高原半干旱和半湿润环境条件下形成的一种特殊的水文现象，是环境旱化和土壤干化的结果。林草植被过度耗水情况下，土壤含水量处于深层次亏缺状态，接近甚至达到凋萎湿度，这种水分亏缺经过雨季降水可得到部分补偿，得不到补偿的土层土壤湿度长期处于一种较稳定的低水平上，进而形成土壤干层。Liu等通过两年的连续观测发现[27]，不同林龄的苜蓿地土壤干层出现的深度不同，表现出随着林龄的增长深度先增加后降低的趋势，,但干层均未在300 cm 内出现。Yan 等通过对近69篇发表的文献(73个观测点的1 149组观测数据)进行分析发现[28]，耕地的土壤干层厚度最小，平均含水量最高。Li 等通过长期的定位研究发现[29]，土壤干层的发生范围在50—260 cm左右。Zhang 等选取了由南到北860 km的样带[30]，结果表明，在所调查的86个地点中有66个地点出现土壤干层，没有出现土壤干层的点主要集中在农业灌溉用地中，干层的体积土壤含水量为2.54%。李玉山认为[25]，在旱作农区也存在土壤干层,只是表现不如林草植被下的干层强烈。

对于黄土高原苹果园干层现象，也有一些相关研究，在不同区域的苹果园中，土壤干层现象均普遍发生，干层发生深度存在差异[31-34]。程立平和刘文兆对陕西省长武黄土塬区0～20 m土壤剖面水分分布特征进行调查与分析发现[31]，18 年苹果园地在10 m 以上土层发生了中度和轻度为主的土壤干燥化现象。曹裕等测定并分析了陕西洛川旱塬11，15，20，25 和43 龄苹果园地0—15 cm 土层土壤湿度[32]，结果表明：随着树龄增加，果园土壤湿度总体呈降低趋势，有补灌果园土壤尚未发生干燥化，而旱作果园均发生了轻度或中度干燥化。李瑜琴研究发现[33]，2～4 m土层土壤含水量介于8%～10%之间，土壤干层会有较弱的发育。曹裕研究表明[34]，苹果树蒸腾耗水强烈，地面蒸发大于降水补给，在黄土丘陵区部分果园已经出现土壤干燥化现象。王延平以安塞和米脂田间持水量的50%作为果园土壤干化的标准[18]，发现两地果园1.4 m以下土层干化严重。根据我们的试验结果，在观测期内，50 cm，100 cm，150 cm，200 cm，250 cm，300 cm深度的土壤体积含水量的平均值为22.27%，21.38%，18.92%，17.94%，10.60%，9.55%，表现出自上而下依次降低的趋势。由本试验测定的田间持水量23.8%可知，200 cm以下土壤含水量已低于其50%的数值。且250 cm 深度的土壤含水量10.60%与300 cm 深度的土壤含水量9.55%相差不大，表明其不仅处于水分亏缺状态，而且已稳定于一个相对较低的水平。因此，我们认为，对于晋西黄土高原丘陵区苹果果园土壤，200 cm 以下的土层深度处已经有土壤干化的现象发生。

图3 典型降雨事件对土壤水分的影响

4 结 论

(1) 在此区域，降雨能影响到的土层深度仅为100 cm，100 cm深度以下土壤含水量对降雨无响应，100 cm 深度以内，随着深度的增加，土壤含水量对降雨的响应时间越长，存在明显的滞后现象。

(2) 随着土层深度的增加，土壤体积含水量呈现出逐渐降低的趋势。在300 cm处，土壤体积含水量为9.55%，与250 cm 深度处的10.60%相近，说明其已达到相对稳定状态；同时，此含水量也处于相对亏缺的状态。因此，在晋西黄土丘陵沟壑区的雨养果园中，200 cm 以内的土层已经有土壤干化的现象产生。