黃土丘陵區降水變化對退耕草地土壤水分特征的影響

杜好田, 焦 峰,, 姚 靜, 李冬冬, 方 昭

(1.西北農林科技大學 水土保持研究所, 陜西 楊凌 712100; 2.中國科學院 水利部 ; 水土保持研究所, 陜西 楊凌 712100)

全球氣候變暖會導致降水量時空格局發生重大改變，其中包括降水量變化、降水間隔變化，以及降水季節分布變化[1]。同時許多大氣環流模型顯示全球降水格局將會在未來發生巨大改變(IPCC,2013)。預測表明：21世紀末中國年降水量將會顯著增加，其中我國北方降水增加的幅度冬季大于夏季，南方卻相反[2]。全球變暖促使中國降水和極端降水事件呈增加趨勢[3]，已經嚴重威脅到人類的生存發展。研究表明，黃土高原年降水量及總降水日數呈下降趨勢，而小雨、大雨和暴雨強度則表現為增加趨勢[4]，這些變化趨勢極易使生境脆弱的黃土高原產生嚴重水土流失。土壤水分作為制約干旱—半干旱黃土丘陵區植物生長的重要因素[5]，是黃土丘陵區植被恢復與重建的關鍵所在。區域降水格局變化勢必引起土壤水分供應條件發生改變，進而將會嚴重影響生態系統的結構和功能。黃土高原的草地面積約2.32×107hm2，占該區總面積的33%，是黃土高原地區植被主體[6]，且植被覆蓋度呈降低趨勢[7]，退耕草地更容易捕捉土壤水分與降水相互作用極端事件[8]。在黃土丘陵區，隨著植被的恢復，土壤水分對降水的變化更為敏感，對資源可利用性的瞬時波動必定產生重大影響，所以本文選取退耕草地為研究對象。

目前，針對黃土高原土壤水分變化，國內學者已開展眾多研究，多數集中在植被類型[9-10]、土地利用類型[11-12]、地形因子[13-14]等對土壤水分空間分布的影響及土壤水分空間預測模型研究方面[15-16]。有關土壤水分與降水量方面，李小英等[17]研究發現黃土高原地區表層土壤水分與降水量顯著正相關，同時表層土壤水分分布存在較大時空差異和明顯的季節性變化特征；高紅貝等[18]研究降水過程對土壤水分影響發現，降雨量和降雨時長與土壤水分垂直分布呈現正相關，可直接影響土壤含水量的大小；張欽弟等[19]指出隨著降雨減少，土壤水分呈現線性遞減趨勢，其中0—1 m深度土壤水分與年降水量相關系數最大；王錫穩[20]研究發現土壤水分與本旬和前一旬的降水量呈現顯著相關，對短期降水改變存在明顯響應特征；淺層土壤水分下滲需要一定的時間周期，從而深層土壤含水量變化存在一定的滯后性[21]。以上研究側重于大尺度、淺層地表水分、單次降水過程土壤水分變化。但小尺度、較深土層深度土壤水分、長期定位監測可以減少其他環境因子的干擾，更能直接的揭示土壤水分對降水變化的響應過程。所以，本研究選擇黃土高原丘陵區延河流域退耕草地為研究對象，利用遮雨棚裝置模擬不同降水梯度，并設置野外定點觀測試驗，連續監測固定深度土壤水分大小，研究不同降水事件下土壤水分的變化規律，為應對未來全球氣候變化下黃土丘陵區植被恢復和重建提供理論依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

本試驗布設在安塞腰鼓山梯田試驗地(36°51′30″N，109°19′23″E)，位于延安正北方向，距延安市36 km。該地區為森林草原帶，與森林帶相比，草原植被在該區占有較大的優勢[22]，屬于暖溫帶半干旱氣候，地形以溝壑為主。土壤類型為黃綿土，土質綿軟，結構疏松，遇水后易崩解，屬極強度侵蝕區。植被類型是自然恢復初期灌草叢，以早熟禾、野豌豆、豬毛蒿、苦苣菜等為優勢物種。平均海拔高度為1 371.9 m，年平均降水量為505.3 mm，年內降水分布不平衡，多集中在6—9月份，年平均氣溫8.8℃。全年無霜期為157 d。

1.2 研究方法

1.2.1 試驗設計 選擇退耕草地為研究對象，2015年對樣地進行前期整地和除雜處理，在樣地四周布設圍欄保護試驗不受人類和動物的干擾。通過搭建遮雨棚裝置(由支撐結構、遮雨結構和集雨結構3部分構成)模擬降水梯度變化，雨后分別將集水桶中雨水均勻的灑入對應的增加降水小區。依據研究區降水年型和干旱劃分標準設置9個降水梯度(表1)，樣方小區面積為3×3 m，設有2 m寬的間隔緩沖帶以避免小區間相互干擾，每個降水梯度樣地設置5個重復，共45個小區。為減少邊際效應、地形、氣象因子的干擾，樣地布設在距離其他類型地50 m以上的相同地形條件下。

表1 黃土丘陵區干旱劃分標準

1.2.2 數據獲取 在每個試驗小區中心埋入200 cm長的PVC管，分別在地表以下30 cm，60 cm，120 cm處放置DS 1923紐扣式溫濕度記錄儀于PVC管中，每隔2 h自動記錄土壤濕度和溫度的數據，精確度分別為0.5%和0.5℃。從2017年4月17日紐扣溫濕度記錄儀開始記錄，2017年11月3日進行數據導出，期間分別于2017年7月21日、8月16日和11月3日用烘干法實測土壤含水量，對紐扣濕度數據進行標定并求出對應的土壤含水量。降水數據通過安塞氣象觀測站獲取。

1.3 數據處理 對所有數據用Excel 2016進行簡單預處理后，運用SPSS 19.0對不同年份(1987—2017年)的降雨量、各等級降水日數和土壤含水量之間進行回歸分析。用單因素方差分析(one-way ANOVA)與Duncan′s test多重比較不同降雨梯度和不同土層深度土壤含水量間的差異，以及雙因素方差分析(Two-way MANOVA)不同降雨梯度與土層深度對土壤含水的交互影響。在進行數據分析之前對各類數據進行正態分布檢驗(單個樣本K-S檢驗)，檢驗結果所有數據均符合正態分布。所采用的繪圖軟件為Sigmaplot 12.5。

2 結果與分析

2.1 研究區30 a降水特征及降雨梯度下雨強分布規律

如圖1所示，研究區1987—2016年年降水量平均值為485.0 mm (最多年降水量為714.8 mm，最少年降水量為273.8 mm)，年降水量波動較大且總體呈現出下降的趨勢。相鄰5 a年降水量變異系數呈現波動增加的趨勢，2012—2016年變異系數最大，為35.37%，最大和最小年降水量均發生在這一區間。10 a滑動平均年降水量分別為538.4 mm，472.0 mm和444.7 mm,線性擬合年降水量下降速率為32.60 mm/10 a(不顯著)。

圖1 1987-2016年年降水量變化

如圖2A所示,年降水小雨日數呈波動遞減的趨勢(不顯著),最小年降水次數發生在2015年,為42 d,最大年降水日數發生在2016年,是最小年降水日數的2.17倍。10 a滑動平均年降水小雨日數分別為73.6 d，67.4 d，68.4 d，變異系數分別為10.6%，23.2%，16.8%，年降水小雨日數變異性呈現先增大后減小的趨勢。從圖2B可以看出，1987—2016年年降水中雨日數在5～19 d浮動且呈現下降的趨勢(不顯著)，10 a滑動平均年降水中雨日數分別為11.2 d，10.2 d，8.5 d，年降水中雨日數下降趨勢減緩。圖2C所示，1987—2016年年降水大雨日數共計92 d，其中最大日數發生在2012年，為6 d，10 a滑動平均年降水大雨日數分別為3.2 d，3.1 d，2.9 d，變異性明顯大于中雨和小雨且呈增加趨勢，變異系數分別為48.3%，53.6%，63.8%。線性擬合結果呈現上升趨勢(不顯著)。圖2D顯示，1987—2016年年降水暴雨日數共計24 d，暴雨次數發生為0 d的年份共計16 a，隨暴雨年發生日數的增加，暴雨發生年份總數迅速減少，10 a滑動平均年降水暴雨日數分別為1 d，0.7 d，0.7 d，變異性呈增加趨勢。從線性擬合的結果看，暴雨日數呈增加的趨勢(不顯著)。從整體上看，年內不同類型等級降水次數的總和呈現遞減的趨勢，降水日數則表現為小雨>中雨>大雨>暴雨，其中中雨、大雨、暴雨降水日數的總和占總降水日數的16.53%。

研究區年降水量呈現下降趨勢，且年內降水有較大波動，所以有必要開展不同降雨梯度下土壤水分變化特征研究。從圖3可以看出，在遮雨棚處理的條件下，在降水量變化的同時雨強也發生了改變，隨著降水梯度的增加，小雨數量減小，其他雨型呈波動增加趨勢。在-60%～-40%降雨梯度處理下，大雨雨型消失，-80%時，全部變為小雨。在+20%～+40%時，小雨數量不變，中雨數量減小，大雨數量增加。在+60%～+80%時，出現暴雨。

圖3 2017年4-10月降雨梯度下雨強分布

圖4 退耕草地土壤水分季節動態變化

2.2 退耕草地不同土層土壤水分分析

如圖4所示，隨著降水事件的發生,0—30 cm，30—60 cm和60—120 cm土層深度土壤含水量響應的方式大致相同，在退耕草地生長季內土壤含水量呈“W”形波動變化。隨著累計降水量的增加，變化趨勢逐漸減緩。其中0—30 cm土層土壤含水量變化最大，極差為11.20%，變異系數為26.37%。60—120 cm土層土壤含水量變化最小，極差為3.78%，變異系數為7.34%。且土壤平均含水量0—30 cm>30—60 cm>60—120 cm。4月份到8月中旬，0—30 cm與30—60 cm土壤含水量相差較大，在一次降水事件過后會迅速減小差距，然后隨著時間的推移，土壤含水量差距再次被拉大。8月中旬以后，降水比較集中，不同深度的土壤含水量都維持在較高的水平。10月末，退耕草地植物枯死，各層含水量均出現突然上升并維持更高土壤含水量的現象。

黃土丘陵區退耕草地生長季內，0—30 cm，30—60 cm，60—120 cm土壤平均含水量變化趨勢基本一致，均隨降水梯度的增加呈現“M”形狀的變化趨勢(圖5)。表明特旱和雨澇均不利于土壤水分保持，在小旱和豐水的情況下，土壤較平水年更容易維持水分。對于0—30 cm土層土壤平均含水量，增減雨措施在5月份差異最大，變異系數為36.9%，其他月份變異系數在3.0%～21.5%。30—60 cm土層土壤平均含水量5月份與0—30 cm土層土壤平均含水量基本一致，6月份土壤平均含水量增加，7月份減小，8月、9月、10月份均呈增加趨勢，60—120 cm土層土壤平均含水量與30—60 cm土層土壤平均含水量變化基本一致。

從5—10月土壤水分總體特征，可以看出-80%，-60%降水時，土壤含水量在草本植被整個生長期都較小，生長末期土壤含水量偏低，處于虧損狀態；+80%土壤含水量并不是最高，較+60%有下降趨勢；-40%至+60%區間，從6月份開始，土壤含水量差異變小，土壤含水量逐漸趨于同一水平。且-40%，-20%可以使土壤含水量保持較高水平。+20%土壤含水量較+40%、+60%波動更小，更利于增加土壤含水量。0—30 cm，30—60 cm，60—120 cm土層土壤水分隨降水梯度的增加表現為“M”型變化趨勢[23]，但隨深度的增加，變化幅度逐漸減小。

2.3 研究區退耕草地土壤含水量對降水變化的響應

不同降水等級下，土壤含水量響應方式存在很大差異(圖6)。0—30 cm土層對小雨、中雨、大雨、暴雨事件響應速度快，土壤水分最小值出現在降水當天，最大值均在降水后第1天出現，然后緩慢下降。30—60 cm土層與0—30 cm土層對降水事件的響應方式相似且較緩，土壤水分最小值出現在降水當天，但土壤水分均在降水后第4天達到最大值，然后緩慢下降。60—120 cm土層小雨降水事件當天，土壤含水量達到最小值，第4天達到最大值。土壤含水量在中雨及中雨以上降水事件發生后第2天達到最小值，中雨第5天達到最大值，大雨和暴雨第6天達到最大值。

0—30 cm土層和30—60 cm土層，中雨降水事件發生前后，土壤含水量變異性最大，變異系數分別為12.47%，7.23%，這可能與降水前土壤的初始含水量有關。60—120 cm土層土壤水分變異性較0—30 cm土層和30—60 cm土層小，小雨事件變異性最小，變異系數為1.58%，大雨事件變異性最大，變異系數為4.62%。暴雨發生時雨滴打擊地面強度大，容易使表層的土壤孔隙堵塞，影響土壤水分的下滲，從而60—120 cm土層土壤水分暴雨事件變異性較大雨事件小。

總體上看，土壤水分隨著土層深度的增加對不同等級降水的響應逐漸減緩，土層越深，土壤水分的變異性越小，土壤水分最小、最大值出現的越遲，土壤水分變化越平緩。由表2可知，土壤水分與土層深度存在極顯著的相關性(p<0.01)，不同深度土壤水分的改變主要是由于土壤水分下滲和消耗導致的，所以上層土壤水分的大小勢必會影響下層水分的大小。降水等級的改變影響單次土壤水分補給量和土壤下滲情況，降雨等級增大會減少地表孔隙度，減緩下滲速度，產生較多的地表徑流。影響降水對土壤的水分轉化率[24]。同時降雨發生前土壤初始含水量和土層深度的交互作用對土壤含水量也存在極顯著的相關性(p<0.01)。

圖5 降雨梯度下退耕草地土壤含水量變化

表2 降水與退耕草地土壤水分多因素方差分析

對退耕草地生長季內(4—10月份)不同土層土壤含水量方差分析表明，不同土層深度土壤含水量在不同月份之間存在不同的相關性。其中降水對0—30 cm土層土壤含水量影響最大[23]，對60—120 cm土層土壤含水量影響最小。0—30 cm土層土壤平均含水量呈波動增加趨勢，4月份土壤含水量與5月、8月、9月、10月份土壤含水量存在顯著差異。60—120 cm土層土壤平均含水量在10.43%～12.65%之間，其中4月份土壤含水量與5月、6月、7月份土壤含水量存在顯著差異，與其他月份土壤含水量不存在顯著差異。30—60 cm土層4月、5月、6月份土壤含水量不存在顯著差異，后幾個月份之間存在顯著差異。

如圖7所示，不同土層土壤含水量均隨累計降水量的增加而增加，呈對數函數關系，相關性顯著(p<0.05)。0—30 cm相關性系數為0.73，30—60 cm相關性系數為0.71，60—120 cm相關性系數為0.55，在相同累計降水量下，土層深度越深，土壤含水量越多，累計含水量增加的初期，0—30 cm土壤含水量增加幅度最大，60—120 cm土層土壤含水量增加幅度最小，即土層深度越深，對累計降水量的響應越慢。

圖6 耕草地降水前后土壤水分動態

注：不同大寫字母表示同一月份不同土層顯著性差異(p<0.05)；不同小寫字母表示同一土層不同月份間顯著性差異(p<0.05)。

圖7 退耕草地土壤含水量與累計降水量相關分析

3 討 論

通過對黃土丘陵區近30 a降水特征分析發現研究區降水量總體呈減少趨勢，并以每年32.6 mm/10 a的速度減少，降水量年際波動大；降水日數呈現小雨>中雨>大雨>暴雨，小雨和中雨日數總體呈減少趨勢。黃土高原作為全球典型的干旱、半干旱區域，具有降雨量少，年內年際變化大等特征[24]，有研究表明近50 a陜西黃土高原地區年降水小雨日數、年降水中雨日數和總降水日數均呈現出減少的趨勢[5]，和本試驗研究所得的結果基本一致。20世紀中期到21世紀初，全球變暖使我國降水時空格局發生重大改變，年內降水波動變大，高強度降水事件增多，低強度降水事件明顯減少，導致出現干旱或洪澇的地區明顯增多[25]，在我國西北地區，由于地形復雜，極端降水頻發并有增加的趨勢[26]，本研究發現小雨、中雨事件發生次數呈現減小趨勢，大雨、暴雨降水事件發生呈增加的趨勢，與前人研究結果基本相同。降水日數僅是影響小概率降水事件的主導因子，降水強度才是強降水事件中的主導因子[27]。相關研究學者發現我國降水強度總體呈增大趨勢，其中大雨和暴雨降水強度較為穩定，小雨和中雨強度變化最為顯著[28]，本研究發現該地區降雨強度變化不明顯。只有暴雨的強度出現了波動增加的趨勢，其他等級降水則相反，導致這種降水特征變化差別與研究區的范圍和數據采集的時間有關。這與王艷姣等[29]對我國西北東部地區降水的研究結論相一致。

退耕草地生長季內土壤含水量變化呈現“W”形波動變化，生長季初期，植物生長植物需水量較大，同時降水量相對較少，土壤水分不能得到及時的補充，導致土壤含水量不斷被消耗。7月份植被處于生長旺季，伴隨降水量增加，土壤含水量得到補充并緩慢增加，當土壤含水量達到一定值后則停止增加。10月份植被出現枯死，對水分的需求量減少，此時土壤水分由于降水的補充再次增加。這與盧宗凡等[20]研究得出的結論存在差異，這可能與2017年10月份降水量遠高于普通年份有關。降水作為黃土丘陵區土壤水分的主要直接來源，直接影響著土壤水分的垂直分布。前人研究發現黃土高原土壤含水量隨著降雨量的增加而增加，并呈顯著的相關性[17]。從而降雨季節性的分布規律也使得土壤含水量呈現不同的變化規律[30]，同時降水強度和土壤含水量的當前值會直接影響土壤水分下滲的速率，從而影響土壤水分垂直分布的形式[31]。隨著降水事件的發生,0—30 cm，30—60 cm和60—120 cm土層深度土壤含水量響應的方式大致相同，唐敏等[11]的研究也得出相同結果，即退耕草地土壤水分垂直波動小,0—160 cm土壤含水量年變化趨勢基本一致。退耕草地生長季內，5月份隨降雨梯度增加，各土層土壤含水量變化趨勢一致，均呈“M”型變化趨勢。退耕早期植被淺根系物種較多，地下0—30 cm是根系分布的主要空間，因此植被生長主要靠吸收利用表層0—30 cm土壤水分[32]，土壤水分變化較大，隨著土層深度的增加，植被根系影響作用減小，土壤水分變化幅度隨之減小[33]。對不同降雨梯度下土壤含水量的研究表明，+20%土壤含水量較+40%、+60%波動更小，更利于增加土壤含水量，當降水處理為-20%時，植被整個生育期均能保持較高的土壤含水量，說明適當的干旱處理對植物生長有促進作用且使土壤有較好的持水性，這與李小英等[17]的研究結果存在差異。各層土壤含水量最小值出現在-80%降雨處理梯度下，這有可能因為-80%降雨條件是下全部為小雨，降水第二天土壤水分便達到最大值，總體土壤水分補充少，加上蒸散發的作用，所以導致各層土壤含水量都較低；結合生物量數據可以發現，在+40%至+60%(即降水量654.08～747.52 mm)，植物生物量較高，由于土壤水分補充及時，作物長勢相對較好，生物量較大。在+80%(降水量840.96 mm)時，生物量下降。適度的增雨措施會提高植被群落的蓋度、密度、株高等特征，但是高強度降水反而不利于植物的生長，因為植物對水分的需求是存在一定閾值的，降水太多會引起植被蓋度、高度、密度等特征有所降低，這可能也與植被類型和結構對降水的響應不同有關[34]。對降水區間在-40%至+20%降水區間(即降水量280.32～560.64 mm)，草地群落生物量差異較小，降水差異對自然恢復植被的影響較小，但降水量低于280.32 mm時，土壤水分由于得不到有效補給，植被的生長就會受到明顯抑制，引起植被生物量明顯下降。這與張巖研究相一致[35]。

隨土層深度的增加，土壤含水量在一次降水事件發生后達到最大值的時間依次滯后0—30，30—60，60—120 cm分別存在1 d，3～4 d和4～6 d的延遲，且土層深度越深，土壤水分變化越緩慢，土壤含水量達到峰值后呈現減少趨勢。當降雨強度為中雨或中雨以上強度時，60—120 cm土層土壤含水量受下滲及植被根系吸收水分的影響[32]均未在降雨當天達到最小值，這可能是因為對于一次性的降水來說，降水量愈大，土壤接納的水分愈多。但隨著降水量的相對增大，地表產生積水，土壤水分下滲緩慢，加大了蒸發量，降水進入土壤的水分相應減少[36]，60—120 cm土層土壤水分未得到及時補充而呈現出先減小后增加的趨勢。土壤含水量隨著累計降水量而增加，且呈現對數增加趨勢，0—30，30—60，60—120 cm土壤含水量增速較快的降水區間分別為0～200 mm，0～160 mm，0～40 mm，降水量再增加時，土壤水分增速變緩，但降水量達到一定值后，土壤含水量趨于固定值不再增加。降水再分配過程比較緩慢，土壤水分下滲速率受土壤容重、機械組成和降水強度等影響，土層越深，土壤水分向下傳導越慢[21]。

4 結 論

黃土丘陵區近三十年降水量總體呈遞減趨勢，年際波動較大，且日降雨數逐漸減小。退耕草地5—7月土壤含水量呈波動式減少，而后隨著降雨量的增加土壤含水量逐漸恢復并增加，說明5—7月是植被恢復的重要月份，這一時間段可適當的人為補充土壤水分或調整植物搭配的模式促進植被的良性生長。通過遮雨棚模擬降水變化，發現-20%降水處理條件下土壤含水量較大，說明適當的干旱處理有助于維持較高的土壤含水量，近期氣候引起的降水變化將不會對土壤水分產生較大的影響。同時研究表明減雨超過40%或增雨超過60%都不利于土壤水分的積累，在黃土丘陵區植被恢復的過程中，應控制土壤水分的補給量，使土壤含水量在當地植物生長的適宜范圍內。不同月份及土層深度土壤含水量間存在顯著差異，其中0—30 cm土壤水分對降水響應最為明顯，隨著土層深度的增加響應逐漸降低；維持和利用淺層地表水是植被恢復的關鍵。