水平溝整地措施對黃土丘陵區草原土壤水分動態平衡的影響

宿婷婷，韓丙芳，馬紅彬，馬 非，趙 菲，周 瑤，賈希洋

（1.寧夏大學農學院，寧夏大學西北土地退化與生態恢復國家重點實驗室培育基地，銀川750021； 2.寧夏大學土木與水利工程學院，旱區現代農業水資源高效利用教育部工程研究中心，銀川750021）

0 引 言

水分是半干旱黃土丘陵區生態恢復的主要限制因子，影響著植物生長和植被變化[1-4]。黃土丘陵區草地土壤水分主要來自降水，其大小是降雨、徑流、入滲及植被消耗等綜合的結果[5-7]。研究土壤水分變化對指導退化植被恢復具有重要意義[8-9]。研究發現，土地利用方式或下墊面特征是導致土壤水分變化和蓄積的重要因素[10]。下墊面的改變對土壤水分輸入、蒸發及滲漏產生了影響[11]，造成坡面土壤水分分布變化和水分變異[12-13]。下墊面植被特征亦影響著土壤水分[7,14]、土壤理化性質等[15]。沙丘與沙丘-低地[16]、河谷丘陵區[17]等微地形變化均可引起土壤水分改變[18]。

寧夏黃土丘陵區典型草原位于寧夏南部山區，降水少且易發生水土流失。該區在退耕還林（草）工程中采用了禁牧封育，開挖水平溝與魚鱗坑等工程措施來恢復植被，一些地區的水平溝和魚鱗坑整地措施已占到當地草原面積的20%以上。水平溝是干旱、半干旱地區經長期探索實 踐在坡地設置的水保工程措施之一，目的在于攔蓄坡地雨水徑流、增加溝內土壤水分[19-20]。黃土丘陵區水平溝一般是在自然坡面隔一定間距沿等高線人工整地設置的反坡田面，水平溝和自然坡地沿山坡相間布置，上、下水平溝之間保留一定寬度的原山坡，以達到調控坡地徑流集聚和再分配的目的[20]。水平溝工程措施是具有針對性和目的性的下墊面形態改造，目的是攔蓄坡地徑流利于植被更好生長，但也使土壤水分、蒸散量等表現出明顯的異質性[14,21]。對晉西黃土殘塬溝壑區水平階邊緣、中部和根部研究發現，根部100～200 cm 土壤含水量分別比中部和邊緣高18%和68%[22]；西南山區10～40 cm 土層臺地的含水量較壩地和坡地低[23]；云南干熱河谷區的水平溝和溝間坡面的土壤水分高于同一等高線自然坡面[17]。通過水分入滲特性研究，壟溝集雨系統溝中水分變化情況可劃分為壟溝交接區為水分富集區、溝內水分過渡區和溝中心水分次富集區[24]。洼地坡上未被擾動的自然植被區土壤水分明顯高于坡下人為改造區域[25]，土地利用方式和植被導致土壤水分發生變化[26]。黃土高原降水匱乏，不同植被耗水情況不同[14]。人工整地使土地下墊面特征發生變化[27]，增加了水分的變異[5]，改變了水分循環[26,28]，對植被生長和演替產生了影響[29]。因此，黃土丘陵區水平溝設置不僅要考慮其實際能夠攔蓄坡地徑流的情況，還要考慮水平溝設置成本及其對水分循環平衡的影響等，設置不當也存在水分損耗增加的 可能。前期研究發現，寧夏黃土丘陵區典型草原實施的水平溝工程措施改變了自然坡面徑流，使土壤理化及生物學性狀、地上植被類型和演替產生了變化[19-20]，但使土壤水分平衡和分布發生了怎樣變化還不清楚。基于此，本文在寧夏黃土丘陵區典型草原大面積實施水平溝措施的背景下，結合人工模擬降雨，對水平溝土壤水分變化、水平溝攔截坡地徑流和水分平衡及再分布特征進行研究，揭示水平溝整地后土壤水分變化過程，以期為黃土丘陵區典型草原退化植被恢復中水平溝的科學設置提供基礎。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于寧夏固原市原州區云霧山國家草原自然保護區，介于106°21'～106°27'E 和36°10'～36°17'N 之間，海拔1 800～2 100 m，是典型的中溫帶大陸性氣候。年均氣溫6～7℃，≥0℃的年積溫2 100～3 200 ℃，無霜期137 d。多年平均降雨量為442.7 mm，降水主要集中在7-9 月。土壤類型主要為山地灰褐土，容重1.28 g/cm3。地帶性植被為典型草原，植物以多年生草本為主，主要有本氏針茅（Stipabungeana）、大針茅（Stipagrandis）、百里香（Thymusmongolicus）、鐵桿蒿（Artemisiasacrorum）、豬毛蒿（Artemisiascoparia）等。

研究區草原為圍欄封育草原，水平溝沿等高線在封育草原坡地上隔帶設置。上、下相鄰水平溝間為封育草地，溝與溝間距4.5 m。水平溝溝寬1 m，上埂、下（外）埂高度分別為0.6、0.2 m。整地當年在水平溝中種植了沙打旺（Astragalusadsurgens），但經多年演替，溝中植被已變為自然植被[19]。

1.2 樣地設置

1）土壤水分動態觀測樣地

在研究區坡度、海拔和坡向一致的山坡，選擇有水平溝設置的山坡中下部的水平溝溝中心位置、無水平溝的封育草地(CK)為觀測樣地，3 次重復。每個觀測樣地埋設3 根探管，采用時域反射儀（Time domain reflectometry，TDR）動態監測土壤水分變化。

2）坡地產流、水分平衡及再分布樣地

在研究區山坡中下部、兩條水平溝和溝之間植被均一地段，設置A、B、C3 個獨立的徑流小區（圖1），3次重復。所有徑流小區上沿接上條水平溝的下埂，下沿接下條水平溝的上埂。徑流小區上、左、右沿三面用磚砌擋水堤，擋水堤深入地下20 cm，高出地面20 cm，用水泥做防滲處理。徑流小區面積為長×寬4.38 m×3.26 m，小區內植被為自然植被。A、B、C 徑流小區具體如下：

A 徑流小區為坡地徑流量測定小區，用于水平溝攔蓄坡地徑流量的測定，小區積雨面積為3.58 m2。在A 小區下方水平溝內設置一徑流池（長×寬×深為1 m×0.5 m× 0.5 m），收集A 小區徑流。徑流池上部距池頂0.2 m 處，在同一高度接5 個分水管，其中4 個分水管外漏，1 個分水管通往相同大小的分水池（圖1a）。徑流池和分水池內側均做防滲處理，分水池用池蓋封口，防止降雨及四周徑流進入。

B 徑流小區為水平溝溢流量測定小區，用于水平溝徑流蓄滿后溢出水量的測定。B 小區下方水平溝不作處理，在水平溝下方對應做一溢流池（長×寬×深為3.26 m×1 m×0.5 m），收集水平溝徑流蓄滿后溢出的水量，溢水池上方用防雨擋板架空，防止降雨落入，池內做防滲處理（圖1b）。

C 徑流小區為攔蓄徑流后水平溝土壤水分再分布測定小區，用于水平溝攔蓄徑流后一定時間內溝內及上下埂附近土壤水分測定。C 小區內、小區下方的水平溝及溝下方的坡地均不作處理，只在該徑流小區左、右沿對應的下方水平溝位置設置一有防滲處理的擋水堤。設置Z（水平溝中心位置）、S1（距水平溝上埂10 cm 處）、S2（距水平溝上埂20 cm 處）、X1（距水平溝下埂10 cm 處）、X2（距水平溝下埂20 cm 處）共5 個點作為水平溝攔蓄徑流后土壤水分再分布觀測點，要求這5 個點在一條直線上且方向與水平溝方向垂直（圖1c）。

圖1 徑流小區側視圖 Fig. 1 Side view of runoff plots

1.3 測定項目及方法

1）土壤水分動態測定

試驗期間（3 月20 日-12 月10 日），在土壤水分動態觀測樣地，采用TDR 測定水平溝和封育草地0～100 cm土壤體積含水率，每旬測定一次，測定時以20 cm 為一層測定，9 月份用環刀法分層測定各樣地0～100 cm 土壤容重，將土壤體積含水率折算成重量含水率。

2）坡地產流測定

整個試驗期間共有82 次天然降水，其中71 次是＜10 mm 降水，11 次為＞10 mm 降水，有徑流產生天然降水僅4 次。考慮試驗區地處干旱少雨的黃土丘陵區，能產生坡地徑流的降雨很少，完全依靠天然降水觀測到水平溝攔蓄較大徑流量的情況是件小概率事件，而不同徑流量情況下可能存在水分再分布特征的差異。因此，試驗采用人工模擬降雨來提高降雨量，輔助試驗觀測，以期能更為全面分析水分再分布特征。

人工模擬降雨依據該區域近10 a 降雨資料，參考歷年最大降雨量和降雨強度情況，確定人工模擬降雨量和降雨強度。野外模擬降雨采用自制組合的人工降雨器。降雨噴頭采用短射程全圓微噴頭（SLPG-8015），噴頭高度2 m。在模擬降雨前，先在室內調整供水壓力和噴頭數量以獲得較為均勻的降雨，掌握供水壓力、噴頭數量和降雨強度的關系，然后再進行野外降雨試驗。人工模擬降雨選擇無風時進行，降雨的歷時均2 h。降雨開始前，在降雨小區均勻放置9 個自制的雨量筒，開始降雨試驗并計時，試驗結束時觀測雨量筒水量并記錄降雨量。

試驗期間，共進行了3次人工模擬降雨，其中9月17日在徑流A、C小區各降雨一次，9月19日在徑流A小區降雨一次。在A小區人工降雨主要用于坡地徑流量測定，C小區人工降雨用來水平溝攔蓄徑流后土壤水分再分布的測定。因此，試驗期間共對6次降雨產流（4次天然降雨產流，2次人工降雨產流）雨后立即測定了A小區徑流池和分水池的水量(表1)。B小區設計初衷用于水平溝徑流蓄滿后溢出水量的測定，但由于其與C小區下墊面特征完全一致，9月17日人工模擬降雨C小區水平溝沒有產生溢流，因此無需再對B小區進行人工模擬降雨，同時天然降雨產生的徑流也沒有發生溢流。

3）水平溝攔蓄徑流后土壤水分再分布測定

選擇有徑流產生的8 月25 日天然降雨、9 月17 日人工模擬降雨進行水分再分布測定。測定雨前和雨后C 小區中Z、S1、S2、X1、X2 點和封育草地（CK）的土壤含水率，測定時按Z、S1、X1、S2、X2 及CK 樣地的固定順序用土鉆取0～100 cm 土樣(圖1c)，每10 cm 為一土層，用烘干法測定土壤含水率[13]，3 次重復。雨后測定的具體時間為雨后0、2、15、39、73、87、115、144、165 h。測定期間準備了塑料布，以防新的雨水進入對試驗的影響。

表1 試驗期間降雨與產流 Table 1 Rainfall and runoff during test

1.4 數據計算

采用Office 2010 整理數據，徑流小區示意圖通過AI軟件繪制，土壤水分變化皆由Origin9.1 軟件制圖。根據測定數據，計算以下指標：

1）坡面降雨量[30]：

式中Pα為降落在坡面的雨量，mm；P 為降落在平坦地面上的雨量，mm；α為坡度，(°)；

2）坡面降雨強度[30]：

式中Iα為坡面降雨（承雨）強度，mm/min或mm/h；t為降雨時間，min或h；

3）模擬坡面降雨量[31]：

4）模擬降雨強度[31]：

5）模擬降雨均勻度系數[31]：

式中Wi為第i個量雨筒承接的水量，cm3；Si為第i個量雨筒上部開敞口面積，cm2；n為量雨筒的數目；I為平均降雨強度，mm/min或mm/h；Ii為第i個量雨筒所在點的降雨強度，mm/min或mm/h；| |IΔ 為降雨強度平均偏差；模擬降雨均勻度系數K值一般要求不應低于70%。

6）土壤水分入滲量[32]：

式中V為土壤水分入滲量，mm；C為雨后0 h與雨前各土層土壤含水率之差，%；ρ為某土層土壤容重，g/cm3，此處各土層平均土壤容重為1.28 g/cm3；h為土層厚度，cm，文中土層為10 cm。

土壤水分平衡。黃土高原地下水較深、加之試驗區草地植被低矮，忽略降雨植被截留、雨期蒸散水分和地下水，土壤水分平衡模型簡化為[27]：

研究區土壤質地均一，均質黃土坡地不會形成淺層壤中徑流，可忽略土壤水分沿坡側向下流[33]，故封育草地土壤水分平衡模型為：

水平溝整地后溝內土地平坦、攔蓄了坡地降雨產流且無溢流，但攔蓄徑流后水分向溝的上下埂側滲明顯。因此水平溝水分收入主要為降水和徑流小區的徑流，支出主要為水分的蒸散和側滲。為了方便計算，將兩項水分支出合并，用ES表示。故水平溝水分平衡模型為

式中（7）～（9）W 為測定期始、末土壤儲水量，mm；R為地表徑流量，mm；E 為封育草地水分蒸散(發)量，mm；S 為封育草地水分沿坡側向下流量，mm；ES 為水平溝水分支出（側滲和蒸散量總量，mm）。

2 結果與分析

2.1 水平溝工程措施對土壤水分動態的影響

圖2 為水平溝和封育草地3-12 月土壤水分隨時間變化圖。由圖2 可見，3-12 月水平溝和封育草地土壤含水率分別在6.66%～13.66%和6.14%～11.72%。隨降雨和植物生長消耗，二者水分呈現波動變化，波動趨勢基本一致。結合試驗區氣候，可將土壤水分動態變化分為3 個階段：第一階段（3-6 月），降水較少，土壤水分在波動中呈現下降變化；第二階段（7-9 月），隨著降雨顯著增加，土壤含水率明顯上升，雖有波動但基本維持在較高水平；第三階段（10-12 月），降水減少，土壤含水率逐漸下降。比較水平溝和封育草地土壤水分可見，0～60 cm 各土層水平溝與封育草地水分變化不顯著，深層＞60～80 cm和＞80～100 cm 土壤水分水平溝顯著高于封育草地（P＜0.05）（表2）。0～100 cm 土層水平溝含水率總體高于封育草地。

圖2 水平溝措施下土壤含水率動態變化 Fig. 2 Dynamic change of soil water content under contour trenches measures

表2 水平溝措施下土壤水分垂直變異 Table 2 Vertical variation of soil moisture under contour trenches measures

水分垂直變異方面，水平溝和封育草地土壤水分均以表層0～20 cm 土壤水分變異較大，變異系數分別為13.11%～29.06%和15.33%～32.98%，屬中等變異。隨著土層加深，二者的變異系數均呈下降趨勢。

2.2 水平溝工程措施對土壤水分平衡的影響

水平溝整地措施下各時段土壤水分的收支不盡相同（表3）。3-6 月，水平溝和封育草地土壤水分蒸散量為135.28 和114.30 mm，分別為同期水分收入的1.53和1.41 倍；10-12 月，兩者水分平衡與3-6 月類似，仍以水平溝水分虧缺較高，說明水平溝在3-6 月和10-12月時段內水分循環強度高于封育草地，只不過此階段土壤水分虧缺較3-6 月小。7-9 月天然降雨情況下，封育草地和水平溝土壤儲水量變化量均為正數，其中以水平溝水分的增加為多；在7-9 月人工降雨的補充下，水平溝獲得更多的水分增量，其水分消耗比例明顯低于封育草地。僅在天然降雨的情況下，3-12 月水平溝和封育草地土壤儲水量變化量均為負數，以封育草地水分循環強度較高。

表3 水平溝和封育草地土壤水分平衡 Table 3 Soil water balance in contour-trenched and enclosed grassland

2.3 影響水平溝土壤水分平衡的因素

2.3.1 降雨及攔蓄徑流量

水平溝對草地徑流的攔蓄情況見表4。同等降雨量的條件下，水平溝可獲得比封育草地較多的降雨量，當有徑流產生時，水平溝疊加坡面上方徑流，增加了溝內入滲水量。在徑流量最小(7 月22 日降雨)降雨25.90 mm 時，水平溝中水分入滲量是封育草地的1.11 倍；在徑流最大的人工降雨時(9 月19 日降雨)，水平溝雨水入滲量為138.26 mm，封育草地僅為25.63 mm，水平溝獲得的水分是封育草地的5.39 倍。可見，水平溝坡面整地措施能夠有效攔蓄坡地徑流，增加自身蓄積的雨水量。但是，試驗期間82 次降水中，71 次都是＜10 mm降水，＞10 mm 降水僅為11 次。若以小于10 mm 的降水為無效降水的話[1]，說明試驗區雖降水次數不少，但對土壤水分虧缺補償和恢復真正有意義的有效降水次數并不多，水平溝也僅有4 次攔蓄到了天然降雨產生的徑流，這也導致封育草地和水平溝土壤水分一年內大多時間內處在虧缺狀態。

表4 水平溝對草地徑流攔蓄情況 Table 4 Contour trenches interception of grassland runoff

2.3.2 降雨補給

圖3 為有徑流產生后水平溝溝內和封育草地雨后土壤水分變化圖。在無徑流情況下，水平溝和封育草地獲得的水分差異不大，所以本文主要分析有徑流情況下二者雨水補給的差異。試驗選擇有徑流產生的8 月25 日天然降雨（10.49 mm徑流量）和9 月17 日人工模擬降雨（17.14 mm 徑流量）進行水平溝土壤水分入滲觀測（圖3）。從圖3a 可以看出，在徑流量10.49 mm 的情況下，水平溝中心雨后0～100 cm 土壤增加水分50.61 mm，含水率由雨前的7.38%增加到11.40%；土壤含水率變化主要在0～30 cm 土層，0～30 cm 土層土壤含水率由雨前的7.33%增加到20.71%。相同降雨條件下，封育草地(CK)入滲雨量為4.30 mm(圖3b)，0～100 cm土層含水率由雨前的6.41%增加到6.75%；土壤含水率主要在0～10 cm 土層變化，0～10 cm 土層含水率由雨前的6.59%增加到10.07%。本次降雨下封育草地增加的水分僅為水平溝的8.49%。在徑流量17.14 mm 的情況下（圖3c），由于水平溝的攔蓄作用，水平溝中心雨后0～100 cm 水分增加86.90 mm，土壤含水率由雨前的9.15%增加到15.94%；土壤含水率變化主要在0～50 cm 土層，0～50 cm 土壤含水率由11.32%增加到24.82%。此徑流量時封育草地入滲水分為27.13 mm（圖3d），0～100 cm 土層含水率由雨前的8.29%增加到10.41%；土壤水分的增加主要集中在0～30 cm 土層，0～30 cm 土層含水率由雨前的11.71%增加到18.48%。本次降雨下封育草地增加的水分是水平溝的31.22%。

圖3 降雨產生徑流后水平溝中心和封育草地雨后土壤水分變化 Fig. 3 Varation soil moisture after occurrence of runoff in contour trenches centerand enclosed grassland after the rain

從圖3 中可看出，在徑流量10.49 mm 的情況下，水平溝雨后0～39 h 土壤水分不斷下滲，但是到雨后39 h 時，除50～60 cm 含水率有所增加外，其余各層土壤含水率均表現為下降或基本穩定，說明水分下滲的現象已不明顯。同等降雨情況下，封育草地土壤表層水分下滲的深度主要在20～30 cm，且在雨后15 h 時下滲現象已不明顯。在徑流量17.14 mm 的情況下，水平溝雨后0～73 h 上層土壤水分不斷下滲，到雨后73 h 時下滲深度達到90～100 cm，90～100 cm 含水率由降雨前的5.58%增加到9.28%。與此同時，封育草地在雨后0～15 h 間40～60 cm 土層也得到了不同程度的水分下滲補給。可見，封育草地和水平溝水分的補償深度與降雨大小和徑流量密切相關。在有徑流產生的情況下，水平溝土壤下層能夠比封育草地給予土壤更多的水分補給。

2.3.3 側滲和蒸散

圖4 為水平溝攔蓄徑流后溝上下埂附近土壤水分變化圖。水平溝側滲、蒸散均屬于水分支出，故合并一起敘述。為了驗證水平溝側滲情況，試驗對雨后0～165 h 距水平溝上、下埂10 和20 cm 處0～100 cm 土壤含水率進行了連續監測（圖4）。在10.49 mm 徑流量下，封育草地雨后0 h 降雨入滲水分4.30 mm(圖3b)，而水平溝上埂10 cm 處土壤水分入滲6.68mm（圖4a），其60～70 cm 土壤水分比上一層高29.00%，比下一層高15.91%。雨后0～15 h，該層土壤含水率均高于上一層，雨后39 h 才減弱，水平溝攔蓄徑流后產生側滲增加了上埂10 cm 土壤水分。在徑流量17.14 mm 時（圖4b），封育草地雨后0 h 降雨入滲水分27.13 mm(圖3d)，而水平溝上埂10 cm 處水分入滲37.89 mm，與封育草地相比，此徑流量下水平溝上埂也發生了側滲。但在水平溝上埂20 cm 處在兩次徑流量時其0～100 cm 土層含水率與封育草地（CK）接近（圖4），說明側滲未能到達上埂20 cm 處。

在徑流量10.49 mm 時（圖4e），水平溝下埂10 cm處雨后0 h 土壤水分較封育草地高4.58 mm，其30～40 cm土層含水率高于上下相鄰土層，亦較對照相應土層含水率高，水平溝攔蓄徑流后向下埂產生側滲增加了土壤水分。但水平溝下埂20 cm 處雨后土壤水分變化與封育草地類似（圖3b 和圖4g）。徑流量17.14mm 時，水平溝下埂10 cm 處水分入滲仍高于封育草地，水分側滲發生在30～50 cm 土層左右。雨后15 h 時，0～100 cm 土壤水分仍然高于封育草地雨后0 h 水分含量，此時水平溝下埂10 cm 處側滲增加的水分仍然存在。水平溝下埂20 cm 處雨后土壤水分高于封育草地，水平溝中側滲水分的增加其50～60 cm 土層含水率均高于上下相鄰土層。水平溝上、下埂10 和20 cm 處土壤水分的變化說明攔蓄徑流后水平溝可以向上、下埂產生側滲，隨著攔蓄徑流量的增加，側滲也在增加。

由圖4 可見，在降雨量16.80 mm（10.49 mm 徑流量）的情況下，雨后2h，水平溝0～100 cm 土壤含水率由雨后0 h的11.40%降低為10.94%，雨后2 h 后水分損失開始變慢，到雨后144 h 時水分已消耗到雨前含水量水平。同等降雨情況下，封育草地雨后2 h 含水率由雨前的6.75%降低為6.70%，到雨后15 h 時0～100 cm 土壤水分已接近降雨前土壤含水率水平。

在降雨量51.63 mm（徑流量17.14 mm）的情況下，雨后2 h 水平溝0～100 cm 土壤含水率由雨后0 h 的15.94%降低為15.04%，雨后2 h 后水分損失開始變慢。到雨后165 h 時，0～100 cm 土壤含水率仍高于雨前土壤含水率。與此同時，封育草地雨后2 h土壤含水率由雨前0 h的10.41%降低為10.22%，雨后87 h 時0～100 cm 土壤水分已接近降雨前土壤含水率。

結合水平溝、封育草地雨后土壤含水率變化和土壤水分平衡可見（表3），水平溝水分蒸散（蒸騰蒸發）和側滲損失隨水分補給的增加而增加。水平溝雖能攔蓄徑流獲得更多雨水補給，但其蒸散側滲等水分消耗也高于封育草地。一次降雨對土壤水分的改善持續的時間并不長，大部分補給的水分在很短時間內被消耗掉。

圖4 攔蓄徑流后水平溝上埂和下埂附近土壤含水率變化 Fig. 4 Varation soil moisture after occurrence of runoff of contour trenches top margin and bottom margin

3 討 論

干旱半干旱地區，降水和蒸散是影響土壤水分的主要因子[14,34]。本文中水平溝和封育草地土壤受降雨和蒸散的影響，土壤水分呈階段性變化。水平溝具有壟溝集雨類似特點[35-36]，對徑流產生攔截作用，溝中下墊面的改變增加了水分的入滲，致使水平溝土壤水分在60～80 cm和80～100 cm土層顯著高于封育草地（P＜0.05）。可見，地表微地形可改變土壤水分。試驗區3-6月和10-12月期間降水少，水平溝和封育草地土壤水分均虧缺，且水平溝內虧缺的水分大于封育草地，說明水平溝水分消耗高于封育草地。7-9月天然降水的增加致使水平溝和封育草地土壤水分盈余，水平溝在攔蓄徑流情況下水分盈余高于封育草地，模擬降雨亦說明了這一現象。但是，整個試驗期間3-12月草地土壤水分仍為虧缺狀態，說明降水對土壤水分的補給并不能彌補土壤水分的消耗。在有徑流產生的情況下，水平溝可以通過攔蓄坡地徑流改善溝內水分平衡狀況，但土壤水分的盈虧與降雨強度和降雨量息息相關。

耕作、地表粗糙度、土壤孔隙度等地表特征均可改變土壤水分入滲，從而影響坡地徑流[32]。封育草地土層未經擾動，淺層的根系會改變土壤的水力特性，根系吸水降低孔隙水壓力，土壤的透水性降低[37]，而水平溝整地表層土被擾動，增加了土壤的孔隙度，雨后水分入滲迅速，使表層土壤水分增加明顯，深層土壤含水率相對滯后。有研究認為，對于土壤容重比較均一的黃土坡地，水分沿坡側向下流（壤中流）可忽略不計[33]。本研究區封育草地土壤質地均一，因此忽略了土壤水分沿坡側向下流。但是，水平溝攔蓄徑流后，水分顯著高于封育草地，溝內土壤水分就會與其上下兩側的封育草地土壤水分形成水勢梯度，水勢梯度和重力因素的作用會導致水平溝向上下埂產生側滲。在水分延坡向下運移趨勢的作用下[38]，向下坡面的側滲能力高于上坡，下埂側滲的距離更遠；隨著雨后水分的蒸散，側滲逐漸變緩。

研究發現，水平溝整地措施可以增加土壤水分，有利于全年土壤水分平衡，但在降水較少時期（3-6 月和10-12 月），水平溝較封育草地更易形成水分虧缺。即使在降雨和徑流量較大的雨后，水平溝的補給深度也僅為100 cm 左右，封育草地就更淺。強烈的蒸散是封育草地和水平溝水分循環虧缺的一個主要原因，側滲加快了水平溝水分虧缺的形成。

因此，生產中應綜合考慮當地多年降雨產流、坡度、水平溝設置成本等因素，因地制宜設置水平溝來進行生態建設。在徑流量小的地方可通過增加水平溝帶間距、降低水平溝寬度等來降低生態建設成本。由于客觀原因，試驗未能在不同坡度、不同間距水平溝地段設置多個徑流小區進行試驗，這還有待于今后加強。

4 結 論

1）水平溝整地后，0～100 cm 土壤含水率隨季節變化波動，與封育草地相似。3-12 月期間60～100 cm 土壤水分高于封育草地。

2）水平溝可攔截坡面徑流，改善土壤水分平衡狀況。3-12 月期間水平溝和封育草地0～100 cm 土壤水分都處于虧缺，在降雨少、徑流量小的情況下水平溝比封育草地儲水量變化量更易形成負數。當徑流量較大（7-9 月）時，水平溝水分盈余才高于封育草地。

3）水平溝攔蓄徑流后較封育草地獲得的水分補給量高、補給的土層更深，這在徑流量大時更為明顯，但其水分耗損亦高于封育草地。一次降雨對土壤水分的改善持續時間不長，強烈的蒸散是封育草地和水平溝水分循環虧缺的一個主要原因，側滲加快了水平溝內水分虧缺的形成。