黃土高原林草地覆蓋土壤水量平衡研究進展

李海防，衛 偉，陳利頂，郭二輝，黃 勇

（1.中國科學院 生態環境研究中心 城市與區域生態國家重點實驗室，北京100086；2.桂林理工大學 旅游學院，廣西 桂林541004；3.環境保護部 環境工程評估中心，北京100012）

在黃土高原，水資源是影響當地生態環境改善的主要制約因子。黃土高原土層深厚，結構疏松，持水能力強，是巨大的天然蓄水庫［1］。土壤儲水既有收入，也有支出，處于動態平衡狀態。收入項主要以大氣降雨為主，部分地區和地段還包括少量地下水補給和凝結水；支出項包括植被蒸散耗水、冠層截留、水分滲漏、地表和地下徑流等；水量收入和支出的差值反映了土壤儲水量的變化［2］。目前，黃土高原林草地總面積約8.78萬km2［3－4］，近十幾年來，通過“退耕還林還草”工程措施的實施，黃土高原林草地面積有一定程度的提高，但由于不同植被類型和植被條件下，土壤性質及土壤水分的利用狀況不同，從而影響土壤水分循環，進而又對地上植被的生長產生重要影響［5－6］。大面積恢復林草地改變了土壤的水量平衡，導致土壤干層擴張［3，7］及“小老樹”現象的產生［8］。因而，研究黃土高原林草地土壤水量平衡，對指導地方林業生態建設，改善地區生態環境，具有重要的理論和實踐意義［2］。

1 黃土高原土壤水分入滲

1.1 降雨時空變化

降雨是黃土高原土壤水分的唯一來源，其分布具有明顯的時空分異性。從大的空間范圍看，黃土高原降雨量從東南向西北方向逐漸減少，年平均降雨量從東南部的550mm遞減到西北部的不足200mm［4］。黃土高原大部分降雨集中于夏季7—9月份，約占全年總降雨量的50%～80%。同時，黃土高原年均降雨量在最近幾年呈現出逐年減少的趨勢［9－10］。

1.2 林草地土壤水分入滲過程

黃土高原大部分地區屬壤質土壤，土層深厚，除因雨強、坡度等因素造成超滲產流外，大部分降雨可以滲入土中，成為土壤水［3］。有關黃土高原土壤水分入滲過程，國內外學者在不同立地條件下進行了大量研究。劉賢趙等［11］研究黃土高原溝壑區土壤入滲過程認為，土壤積水入滲過程中，土壤含水量一般經過“穩定不變、緩慢上升、急劇上升和再穩定”4個階段；不同土地利用類型各階段經歷的時間長短不同，積水越深，土壤含水率、入滲變化越明顯，濕潤鋒推移的速度越快。一般認為，土壤初始含水率直接影響著雨后土壤水分入滲。Bodman和Colinan［12］認為，在入滲初期，隨著土壤初始含水率的增加，土壤入滲速率逐漸減少；隨著時間的延續，土壤水分趨于飽和，含水率對入滲的影響也逐漸變小，最終可以忽略。解文艷和樊貴盛［13］也認為，土壤入滲量隨土壤含水量的增加而減小；影響土壤滲透性的因子首先是非毛管孔隙度，其次是坡度和水穩性團聚體，而與土壤容重和總孔隙度相關性很小［6，14］。在降雨動力推動下，一部分雨水可以下滲到一定土層范圍內［15］，另一部分雨水盡管有重力推動，但往往由于上層土壤很難達到水分飽和狀態，雨水很難進一步向深層土壤入滲［3］。李玉山等［16］的研究也指出，降雨對黃土高原土壤水分的影響一般可以達到200cm以下，在大雨條件下可以達到500cm。

1.3 地上植被與土壤水分入滲的關系

關于地上植被與水分入滲的關系，余新曉等［17］對不同蓋度的油松林進行研究發現，林分蓋度越高，土壤入滲性能越好，水土保持效益越顯著；地表植被覆蓋越低，地表徑流越大；減少草地增加林地，能有效降低地表徑流。李斌兵等［18］、潘成忠和上官周平［19］研究了坡耕地、草地和林地的降雨入滲率發現，不同植被的入滲率排序一般為：林地＞草地＞坡耕地。韓冰等［20］也發現，油松林的初滲率、平均入滲速率和穩滲率均顯著高于荒坡地，具有較強的入滲能力。劉賢趙等［21］也得出類似的結論，林地土壤穩滲率是農地的2.7倍；初滲率是撂荒地的3.3倍。林草地對土壤物理性質的影響主要表現在植被能有效地改善0—20cm層的土壤結構。與荒坡地相比，林草地土壤表層容重較小，有效地改善了表層土壤的結構［22］。林地地表積累大量枯枝落葉，這些凋落物的分解，增加了土壤有機質的含量，使土壤容重降低、孔隙度增大，增加了土壤的入滲能力。農田與荒草地的土壤特性相似，但苜蓿地情況較為特殊，由于苜蓿具有強大的根系，其地表土壤特性與林地相似，就整個土壤剖面而言，土壤容重大小次序為：苜蓿地＞林地＞農田＞荒草地［23］。人工林可以通過增加土壤入滲減少地表徑流量，張曉明等［24］研究認為，通過擴大林草地，治理流域比未治理流域在豐水年、平水年和枯水年的徑流系數分別減少50%、85%和90%。劉昌明等［25］指出，黃土高原林區的年徑流深顯著低于非林區，林區的徑流系數較非林區小40%～60%，非林區的年徑流量為林區的1.7～3.0倍。但Chen等［26］發現，由于地表堅實度較高和缺少地表覆蓋物，相對農田和草地，林地的地表徑流量較大。草地也能夠明顯改善土壤的滲透性能，在干旱半干旱地區，大力種植草本植物，能起到增加入滲改善地表徑流的作用，如在黃土半干旱區陡坡地通過林草混交，可提高植被覆蓋度和林下植被生物量，大大降低地表徑流［17］。就混交林和純林而言，陳杰等［27］認為，混交林的土壤容重均略小于純林，這主要是由于混交林密度較大，活地被物及根系較多，對表層土壤起到一定的疏松作用，土壤容重降低，孔隙度增大，但其改良作用十分有限。總之，水分進入土壤的過程是一個復雜的水文過程，它與枯落物覆蓋、根系分布、表土結構、土壤容重、濕度、坡向和坡位等多種因素有關［20］。例如，李斌兵和鄭粉莉［18］研究認為，林地的入滲率對土壤飽和導水率變化比較敏感，草地的入滲率對土壤初始含水率變化比較敏感。

2 黃土高原土壤水分蒸散發

2.1 裸地土壤水分的蒸發

黃土高原土壤水分蒸散發是指一定時間內植物蒸騰量與土壤蒸發量之和，是土壤水分的主要支出項。尤其是當土壤側滲和地表徑流很少發生時，蒸散發就成為土壤水分最主要的支出方式［14］。Chen等［15］研究認為，地表蒸散可以消耗掉土壤入滲的大部分水分，即使在降雨較多的年份也可以消耗掉土壤超過80%的水分。當地表沒有植被而處于裸露狀態時，土壤水分的主要支出項則為土壤蒸發。黃土高原降水量少，地表蒸發量大，年蒸發量可達800～1 000 mm［2］。目前，有關黃土高原裸地土壤水分蒸發的研究較少。一般認為，裸地土壤水分蒸發較大，土壤水分有效性比有植被覆蓋的低［28］。黃土高原土壤持水性與含中、輕和沙壤土的質地有關，但不受重黏土的影響［29］。

2.2 林草地土壤水分的蒸騰

蒸騰作用是植物消耗水分的主要途徑，由于植物種類的不同以及地區間的差異，不同植被土壤水分的虧缺量不同，但總體上林地和草地土壤水分的蒸騰量較高［14］。胡夢珺等［2］對幼齡刺槐林的研究表明，在降水量為416.2mm的情況下，長在陰坡的刺槐林年總耗水量為685.6mm，長在陽坡的刺槐林年總耗水量達752mm。楊海軍等［30］研究晉西水土保持林地土壤的水量平衡認為，刺槐、油松等喬木林的蒸散量超過同期降水量，易發生土壤干旱；沙棘、虎榛子等灌木林發生干旱的危險性次之，草地與裸地的危險性最小。王進鑫等［31］對黃土高原丘陵區刺槐、側柏和油松林地土壤水分的研究結果表明，由于植被的蒸騰作用，0—40cm層的土壤水分虧缺最大，刺槐、側柏和油松分別為72.22～75.36mm、62.70～65.82mm和69.56～71.08mm。張建軍等［32］研究人工林和次生林土壤蓄水量，結果表明：0—150cm土層中次生林地蓄水量是人工林地的114倍，刺槐與油松人工林地的耗水量明顯大于次生林。

關于草地土壤水分的蒸騰，李玲芬等［33］在研究草地的土壤水分動態時發現，土壤水分含量與植物耗水密切相關；多年生植被生長期長，根系分布深，年蒸發蒸騰量大于一年生植被。Zhao等［34］研究了渭北人工草地的水量平衡，結果表明，紫花苜蓿人工草地的蒸散量很大，即使在豐水年也能消耗深層的土壤儲水，處在生長發育期的紫花苜蓿年耗水量高達800～1 000mm，為年降水量的1.4～1.7倍；3a生大葉苜蓿在年降水量為255.8mm的情況下，其年蒸騰量達312.6mm。在同樣的氣候、地形與土壤條件下，多年生自然牧草地的蒸發量和蒸騰量在植物旺盛生長時期，也明顯大于年降水量［35］。與林地內的土壤水分相比，草地土壤含水量要明顯偏高，且隨深度增加呈增加趨勢，而林地則正好相反［33］。

2.3 地上植被和土壤水分蒸散的關系

在黃土高原地區，植被對土壤水分含量有雙重影響。一方面，林草植被的攔蓄降水、截留地表徑流等功能以及植被對地表的直接或間接覆蓋，能減小裸地蒸發；林草地的水文功能主要表現在樹冠截留、樹干滯流、林下植被及枯枝落葉層滯流和增加土壤入滲［36］。另一方面，植被的蒸騰作用會加強土壤水分向空氣中散失。大量資料表明，黃土高原林草地土壤水量支出往往大于收入，土壤水分嚴重虧缺，致使后期植被生長緩慢乃至衰敗枯死，土壤水分是影響地上植被的最重要的環境因子［37］。因而，黃土高原植被和土壤水分蒸散的關系研究，關系到生態環境和植被群落的可持續發展［1］。

植被耗水量與樹種構成、年齡大小及生物量密切相關，不同的植被類型，高生長量的人工牧草和木本植物，根系發達，耗水量大。不同林型的植被耗水量一般為喬木林＞灌木林＞草地＞裸地［38－40］。不同的土地利用方式土壤水分含量一般為：農田＞荒草地＞林地＞苜蓿地［23］，其土壤水分的季節變化趨勢一致，但苜蓿地和林地土壤水分含量的季節變化較農田和荒草地更為劇烈。就林地而言，不同植被類型的生理耗水量不同，土壤水分虧缺程度不同，虧缺次序為：檸條＞刺槐＞苜蓿＞側柏＞楊樹＞油松＞荒坡＞杏＞棗＞農地［41］。李軍等［42］對黃土高原53類林地、草地和農田深層土壤濕度的觀測結果表明：林地、草地和農田土壤水分過耗量平均值分別為521，491，30 mm，林地、草地和農田土壤干燥化指數平均值分別為39%，42%和96%。從草地到林地，土壤可補給水量減少了25%～45%［43－44］，根系越深，土壤水分蒸散越多［45－46］。Wang等［47］研究發現，苜蓿、檸條和油松分別可以吸收地下15.5，22.4，21.5m 深的水分。農田土壤失水層可達地下500cm，而果園和草地分別為940cm和800～1 000cm［48］。樊軍等［49］研究發現，陜西省長武縣15a生的蘋果園和15a生的紫花苜蓿地，土壤干層比10a生的蘋果園和7a生的刺槐林地要深。邵薇薇等［50］以黃土高原51個小流域為研究地點，分析植被指數（NDVI）與水分蒸散的關系。結果表明：在降水量較多的地區，植被密度越大，實際蒸散發量也越多。但有研究發現：林地的生物量與總耗水量相關性不顯著，而與林分蒸騰耗水顯著相關。例如，紫花苜宿由于其根系強大，具有很強的水分蒸騰能力［51］。也有研究證實，不同林地類型總耗水量接近，而蒸騰耗水量差別較大；相同地點、同種植被條件，不同生物量的林分蒸騰耗水量差別為69～365mm，而蒸散耗水為1～400mm；凡是蒸騰耗水量少的林分，其蒸散耗水量必定較大［52－53］。葉面積指數是影響黃土高原植被蒸騰的主要因子［54－56］。25a果齡的果園100—400cm土層土壤含水量明顯低于15a果齡果園［57］。植被由低級階段向高級階段演替過程是“土壤水庫”的耗水過程［58］。此外，土壤水分的蒸散還受降雨量、氣溫、濕度等因素的影響，耗水量也有很大差別。

3 黃土高原土壤干層

3.1 黃土高原土壤干層的形成

土壤干層是指位于降雨入滲補給深度以下，因植被蒸散導致土壤水分負平衡而形成的干土層。它具有以下主要特征：（1）位于土體某一深度范圍內，一般在降水入滲深度以下；（2）具有相對持久性，不會因為土地利用類型的改變和降雨的入滲而消失；（3）具有一定的濕度范圍，下限為凋萎濕度，上限為毛管斷裂濕度或土壤穩定濕度［47］；（4）干層深度與植物根系分布相對應，根系越長，干層越深；（5）干燥強度因植物種類和生長年限而定，并與降水量和蒸散量的比值相關［59］。一般認為，“低降水、高蒸發”的氣候環境是黃土高原土壤干層形成的主要原因［60］。近50a來，黃土高原地區氣候變暖和降雨減少可能是土壤干層形成的直接原因，而植被類型選擇不當、群落密度過大和生產力過高則會加劇深層土壤的干燥化進程［61］，有植被的土壤干層要比裸地嚴重的多［7，15］。

3.2 地上植被特征與土壤干層的關系

大量研究表明，黃土高原現有的天然林、灌木林和果林普遍存在著土壤干層［62］。研究表明，刺槐、白榆、油松是黃土高原干旱、半干旱區的主要人工林類型，林分密度普遍偏高，容易出現土壤干化現象［63］。也有研究認為，干化層的形成主要受區域本身的土壤、地理、氣候等因素影響，而非林木生長的結果［64］。但綜合前人的研究，地上植被與土壤干層的形成是顯著相關的。杜鵑等［65］研究發現，楊樹林、法國梧桐林和中國梧桐林下1.5～4m土層發育了弱的土壤干化層，而麥地和草地下0～6m水分狀況良好，未出現干層現象。萬素梅等［66］發現生長年限低于8a的苜蓿草地出現輕度干層，生長年限超過8a，出現中度干層，苜蓿生長18a后，深層土壤通體干化。黃土高原典型植被土壤干層厚度表現為：油松、遼東櫟、狼牙刺和檸條林地＞刺槐林地＞蘋果和沙棘林地［42，67］。Wang等研究確定苜蓿、檸條和油松林植被下的耗水深度分別達到15.5，22.4，21.5m。人工林地和草地由于耗水量大，且具有多年連續性，往往是年耗水量大于年降水量；由于沒有足夠的降雨補充，深層土壤長時間水分虧缺，即使在豐水年也不可能得到完全恢復，長此累積則會形成永久性干層，且隨年限增加，干層厚度逐漸加大［68］，并在短時間內難以改善［46］。此外，土壤干層并不完全是人工植被的產物，天然林地和天然草地同樣有土壤干層現象發生［60］。天然荒草地土壤水分循環強度大于裸地，表現為荒草地蒸騰作用層深度較大，二者分別為200cm和180cm。在相同的降雨量條件下，荒草地土壤水分循環強度高于裸地，表現為荒草地降雨入滲補給深度較小［69］。此外，土壤干層的發育還受地形、坡向、坡度和輪作方式等因素的影響。一般認為，陽坡形成的干層較陰坡嚴重；坡度愈大，土壤干化愈劇烈［70］。與連作苜蓿相比，輪作苜蓿不會大量消耗土壤深層水分而形成深厚的土壤干層，有利于土壤水分的可持續利用［71］。針闊葉植被配置模式土壤水分狀況要稍好于闊葉純林的配置模式［67］。

4 黃土高原水量平衡模擬

研究黃土高原植物與土壤水分之間的動態平衡關系，對于建立穩定的植被生態系統，實現生態系統的高效可持續運行，具有重要作用［72］。為解釋土壤干層的形成機理，圍繞黃土高原水循環動態過程，國內外研究者開展了大量的建模嘗試和分析。其中，SWAP、CoupModel、WAVES等水量平衡模型應用較多。但這些模型中，有些模型需要大量的參數，應用起來比較復雜；有些模型則比較簡單，對水量平衡動態的描述又有欠缺［73］。黃土高原較為簡單的水量平衡模型為：

P＝E＋T＋D＋R＋ΔS＋Ei

式中：P——降雨量；E——地表蒸發；T——植被蒸騰；R——地表徑流；D——水分滲漏；ΔS——土壤儲水量；Ei——林冠穿透雨蒸發。一般情況下，地表徑流和林冠穿透雨蒸發量較少，水量平衡模型可簡寫為：P－ΔS＝E＋T＋D［74］。在黃土高原丘陵溝壑區，陳洪松等［69］（2005）提出簡化的坡面土壤水平衡模型為：

式中：ΔW——觀測期始末土壤儲水量的差值（mm）；Pα——坡面承雨量（mm）；Ps——地表徑流量（mm）；I——冠層截留量（mm）；E——蒸散（發）量（mm）；P——降落在平坦地面上的雨量（mm）；α——地面坡度（°）；β——雨點著地軌跡線與水平面的夾角（°）。佘冬立等［35］利用土壤—水—大氣—植物耦合模型（Soil－Water－Atmosphere－Plant，SWAP）模擬黃土高原水蝕風蝕交錯區林草地SPAC系統水分傳輸過程，揭示了坡面典型植被SPAC系統水量平衡狀況。SWAP模型則主要用于模擬土壤—植物—大氣傳輸系統中水分運動、溶質運移、熱量傳輸及作物生長過程［75］；CoupModel模型也經常被應用于水量平衡模擬［76－77］，該模型是一維模型，遵循質量守恒定律，由水勢梯度和溫度梯度作為土壤水運動的驅動力，在此基礎上模擬了飽和與非飽和條件下水分的傳導機制，以及SPAC系統包括地表徑流、水分蒸散、土壤表面的輻射吸收平衡、水分入滲、碳氮循環等生態過程［78］；該模型同時融合了SOIL［79］和SOIL—N［80］兩個模型。WAVES模型用四大模塊來模擬能量、降雨入滲、徑流、植物根系水分吸收、水分再分配、地下水和碳循環等生態過程，冠層蒸散量和土壤蒸發用Penman－Monteith公式計算，動力阻力根據 Monm－Obukhov的相似理論來確定，冠層阻力利用Ball和Leuning模型來確定。而 Huang等［73］則用改進的WAVES模型對黃土高原不同降雨條件下降雨、植被、水量平衡之間的聯系進行動態模擬。

5 研究展望

如何解決黃土高原干旱缺水這一難題，是實現當地生態健康和區域人地關系協調發展的根本。自1999年國家實施“退耕還林還草”工程以來，黃土高原進行了大面積的植樹種草，生態環境建設取得了一定成效。但同時，大面積植樹種草不可避免地對土壤水量平衡產生了重要影響，引起科學界的普遍關注。本文系統回顧了國內外主要的相關研究與進展，認為未來有關黃土高原水量平衡方面的研究應該在以下兩個方面進行深入研究。

第一，加大黃土高原林草地水源涵養功能研究力度。目前，很多有關水量平衡的研究多集中于考慮植被的蒸騰蒸散對土壤水量平衡的影響，而沒有考慮林草地自身的水源涵養功能，特別是成熟林草地的水源涵養功能對土壤水分蒸散的抵消作用。

第二，林草地生態水文過程的尺度擴展。從已有的研究來看，林草地生態正向效應大于其生態負向效應，但這個結論是在研究小區域生態水文效應基礎上得出的，因此，有必要從大時空尺度研究地表植被對土壤干層的影響，為研究黃土高原土壤水量平衡提供新的內容。

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