土壤水资源作为水资源的重要组成部分，在植物生长过程中起着非常重要的作用。黄土高原地区属大陆性季风气候区，降水年际变化大，年内分布不均；而深厚的黄土层犹如土壤水库，具有保蓄和调节水分功能，能够对降水不足和时间空间分布不均所导致的旱情能够起到有效的缓解作用^[1]。由于该区土壤的特殊性、降水资源的紧缺性，因而人们非常重视植被与土壤水资源的相互影响^[2]，尤其是植被生长对土壤水分生态环境影响的研究^{[3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12]}。人工林草的强烈蒸腾作用所导致的深层土壤干燥化问题，不仅对植被自身的生长造成不利影响，而且对陆地水文循环产生了一定的影响^[7]，因而深层土壤水分环境问题越来越受到研究者的关注，如樊军等^[11]对黄土旱塬农业生态系统土壤深层水分消耗与水分生态环境效应进行了研究；Wang等研究黄土丘陵区不同植被类型对0—10 m黄土剖面水分含量的影响^[12]，并通过荒草地对照确定了不同植被类型的耗水深度^[13]；程立平等对长武塬区不同土地利用方式下0—20 m剖面土壤水分分布特征进行了研究^[14]，并分析了其土壤水氢氧同位素的组成特征^[15]；王云强等通过对黄土高原382个点上土壤水分的调查，研究了整个黄土高原0—10 m土层土壤水分空间分布特征及其影响因素^[16]，并对比研究了山西中阳、陕西绥德、陕西神木、陕西吴起、宁夏固原、陕西长武6个典型区域0—21 m土层水分剖面分布规律^[17]；李军等^[10]通过对黄土高原半湿润区、半干旱区和半干旱偏旱区53类林地、草地和农田深层土壤湿度的观测，分析比较了各类型区各类林地、草地和农田土壤湿度、土壤水分过耗量、土壤干燥化指数、土壤干层厚度等土壤干燥化效应指标。但是由于深层土壤取样困难，黄土高原地区有关深层土壤水分的研究，存在以下局限：一是多为一次调查取样研究，缺少长期定位研究；二是多数研究未超过10 m深度。因此，本文利用长武黄土高原农业生态试验站深剖面水分运动观测场长期定位监测数据研究了裸地、高产农田、苜蓿草地和苹果林地对深层土壤水分环境的影响，以期为黄土塬区土地利用方式的优化配置以及旱作农业的持续发展提供土壤水分依据。

长武黄土高原农业生态试验站(N35°14′，E107°40′)位于陕西省长武县长武塬上，海拔1 220m，属温带半湿润大陆性季风气候区，降水年际变化大，年内分布不均，多年平均降水578 mm，主要集中在7—9月，占全年降水总量的55%以上。年均气温9.1℃，＞10℃积温3029℃，无霜期171 d。长武塬区为典型的雨养农业区，作物一年一熟。黄土堆积深厚，土壤为黑垆土，母质为中壤质马兰黄土，地下水埋深40—80 m。0—20 m黄土剖面田间持水率和凋萎湿度分别为(21.39±0.13)%和(8.06±0.45)%^[14]，土壤容重在1.23—1.44 g/cm³之间^[18]，容重变化主要在0—1 m土层内，1 m以下土层容重变化较小，平均值为1.3 g/cm³。

选定长武站深剖面水分运动观测场和邻近苹果林地测定土壤水分。深剖面水分观测场建于2005年(之前为农田)，设3种土地利用方式样地，分别为苜蓿草地、高产农田和裸地，农田轮作方式为冬小麦-冬小麦-春玉米。苜蓿草地、高产农田和裸地3块样地面积均为10 m×10 m。苹果林地为1994年种植，面积约为2 000 m²，目前处于盛果期。具体土壤水分测定样地见表 1。土壤水分采用美国CPN公司生产的CNC503(DR)智能中子土壤水分仪测定，测定深度为15 m，0—1 m以10 cm为间隔测定1次，1—15 m以20 cm为间隔测定1次。每块样地在其中心位置处埋设一根中子仪管，根据长期监测实验设计，土壤水分于每月19号测定。其中苜蓿草地、高产农田和裸地土壤水分测定时段为2009年4月至2011年10月，苹果林地土壤水分测定时段为2009年11月至2011年10月。

旱地土壤水量平衡计算式一般为：

ΔW= (P+U) - (R+D+ET) (1)

式中，ΔW为土壤储水量的变化量，P为降水量，U为向上进入蒸散作用层的毛管水流量，U为地面径流量，D为向下排出蒸散作用层的水量，ET为蒸散量，以上各量均以水的厚度(mm)表示。在黄土塬区，水量平衡计算公式一般被简化为下式：

ET=P－ΔW (2)

式中符号意义同上。

土壤储水量W计算公式为：

_W=∑ n i=1 θ_i×h_i (3)

式中,_W为一定厚度土壤内的储水量(mm)，n为一定厚度土壤所划分的层次数，θ_i为第i层土壤的体积含水量，h_i为第i层土壤的厚度(mm)。

因数据量大，本文选择几个具有代表性的测定日数据绘制0—15m黄土剖面土壤水分垂直分布曲线，分别为2009年6月19日和11月19日，2010年6月19日和11月19日，2011年6月19日和10月19日(图 1)。之所以选择这几个测定日，是因为一年当中6月属雨季到来之前，土壤水分含量处于低值；而11月前后雨季已过，土壤水分在土体中的再分配过程基本完成，是一个相对稳定的时期。2009年6月测定日有降雨，24h累积降水量2.8 mm，为无效降水；离测定水分时间最近的上一次降雨发生在11d前，降水量为7.4 mm。2009年11月测定日无降雨，离测定水分时间最近的上一次降雨发生在3d前，降水量为3.6 mm。2010年6月测定日无降雨，离测定水分时间最近的上一次降雨发生在12d前，降水量为26.2 mm。2010年11月测定日无降雨，离测定水分时间最近的上一次降雨发生在24d前，降水量为7.5 mm。2011年6月测定日无降雨，离测定水分时间最近的上一次降雨发生在2d前，降水量为5.1 mm。2011年10月测定日无降雨，离测定水分时间最近的上一次降雨发生在10d前，降水量为27.9 mm。

通过0—15m黄土剖面土壤水分垂直分布曲线可以看出，不同土地利用类型之间土壤水分剖面具有共同的特征，即剖面上部含水量随时间变化剧烈，下部含水量时间变化较小。在干湿季明显的季风条件下，黄土剖面上层土壤处于水分消耗、补充的交替过程之中，含水量波动剧烈，为干湿交替层^[3]，不同土地利用方式干湿交替层深度范围不同。图 1可知，裸地干湿交替层约在0—5 m土层，高产农田约在0—4 m土层，苹果林地约在0—3.5 m土层，苜蓿草地约在0—2 m土层。干湿交替层以下黄土剖面，土壤含水量变化较小，可称之为相对稳定层。土壤含水率在土壤剖面上的这种变化特征是由于降水量的年际差异(表 2)和降水入渗深度的不同所造成，降水入渗深度不同包括同一土地利用类型下不同年份之间和不同土地利用方式之间入渗深度的差异。从图 1可以看出，苜蓿草地2 m以下土层土壤水分随苜蓿年限增加而逐年减少，尤其是在约6—12m土层范围内表现出了明显年际变化，与Li等^[3]的研究结论相符。其原因在于苜蓿根系直接吸水层超过10m深度^[19]，能够吸收利用深层土壤水分以满足生长所需，因而2 m以下深层土壤水分在在苜蓿的强烈蒸腾耗水作用下逐年减少，但是其与干湿交替层水分变化相比，则相对稳定。

图 1 不同土地利用方式下土壤水分剖面 Fig. 1 Soil moisture profiles under different land use patterns

图选项

土壤水分由于受气候、土壤、利用方式等因素的影响，经常处于动态变化之中。干湿交替层因易受降水入渗补给、蒸散耗水的影响，其水分具有明显的季节性波动变化特征。黄土高原在1a之中，土壤储水量的变化可分为2个主要的时期，即雨季蓄水期(7—10月)和失水期(10月—翌年6月)^[20]，蓄水期和失水期并无十分严格的时间界限，与雨季开始时间及持续时间长短有关。由图 2可以看出，裸地、苜蓿草地和苹果林地干湿交替层内土壤储水量具有相似的季节变化：因强烈的蒸腾蒸发作用，每年6月到7月期间土壤储水量降至全年最低值，经过雨季降水补偿，至10—11月期间土壤储水量升至全年最高值。而高产农田干湿交替层土壤储水量的季节变化与种植作物类型有关。冬小麦生育期处于当年雨季后和翌年雨季来临之前的旱季，小麦种植后至3月底拔节前，土壤水分含量较高且稳定，3月底以后，土壤湿度逐层降低，至小麦收获期，土壤储水量降至全年最低值；雨季开始后，土壤水分逐渐恢复，恢复度受雨季降雨量影响。春玉米主要生长期与雨季吻合，雨季降水能满足其生长发育的水分需求，因而干湿交替层内土壤储水量季节变化平缓。

图 2 不同土地利用方式下土壤储水量的动态变化 Fig. 2 Dynamics of soil water storage under different land use patterns

图选项

相对于干湿交替层，深层土层接受降水补给较少，其土壤水分状况主要受植物利用影响，因而土壤储水量动态变化较小，且不同土地利用方式下深层土壤水分有着不同的动态变化特征。裸地因整层土层湿润，因而其深层土壤水分能够得到降水补给，但是这种补给往往是在雨季结束后土壤水分的再分配过程中发生的，且补给量有限；因而与干湿交替层相比，裸地深层土壤储水量的季节变化具有一定的滞后性(图 2)，且变化较小。高产农田深层土壤储水量则基本不随时间变化(图 2)，其原因有两点：一是农作物根系较浅，对深层土壤水分利用有限；二是农田深层土壤水分接受降水补偿有限。相关研究表明长武高产农田条件下，年降水入渗深度至3 m土层以下需要9.8a才能出现1次^[21]，说明在绝大多数年份里高产农田深层土壤水分将不能得到降水补给。苜蓿具有极深的吸水根系，因而苜蓿能够吸收深层土壤储水以供生长之需。回归分析显示，苜蓿2—15m土层土壤储水量与时间序列具有极显著(P=0.01)的线性关系，其关系式为：

Y = -9.904 X + 2940.3 (R²=0.958) (4)

图 3 苜蓿草地深层土壤储水量变化 Fig. 3 The variation of soil water storage in deep soil layer of alfalfa grassland

图选项

式中,Y为2—15 m土层土壤储水量(mm)，X为时间(月)，2009年4月为第1次测定，2011年10月为第32次测定。表明随着苜蓿生长年限延长，苜蓿草地深层土壤储水量在研究时段内表现出了直线下降的趋势(图 3)。从图 2可以看出，从2009年4月到2011年10月，苜蓿草地深层储水量由2925 mm减少到2644mm，减少了281mm。同苜蓿一样，苹果树亦具有较深的根系，但是苹果林地在大约4—10 m土层已经形成了稳定的低湿层(图 1)，其深层储水量在研究时段内由2380 mm减少到2323 mm，减少了57 mm，时间变化较小(图 2)。

在黄土地区，由于蒸发量大于降水量，地下水埋藏很深，致使土壤水分经常处于亏缺状态。土壤水分亏缺量是指土壤储水量与田间持水量之间的差额^[22]。由图 1可知，高产农田土壤水分亏缺主要发生在10 m以上土层，亏缺量为309 mm，而苜蓿草地和苹果林地在测定土层范围内都发生了土壤水分亏缺，亏缺量分别为1146 mm和1057 mm。可以看出，人工林草地土壤水分亏缺，不论在影响深度还是在亏缺程度上都远大于农田，这种亏缺是人工林草逐年吸取深层土壤水分以补充植被蒸散所需缺额造成。

高耗水人工林草的参与，使水分亏缺向深层土层发展，土壤水分处于负平衡之中，最终将在土体某一深度范围形成厚度不等的低湿层——土壤干层^[20]。土壤干层具有以下特点：一是土壤干层湿度介于萎蔫湿度和土壤稳定湿度之间；二是位于土体某一深度范围内；三是干燥化程度因植物种类和生长年限而定^{[7, 18]}。研究区土壤稳定湿度为田间持水量的70%^[23]，约为15%。从图 1可以看出，除裸地外，高产农田、苜蓿草地和苹果林地均有土壤干层存在，所不同的是，高产农田下土壤干层为暂时性干层，分布土层范围约为1—3 m，在丰水年里，该层内土壤水分将得到恢复^[21]。而苜蓿草地和苹果林地则已形成了持久性干层，具有较大的水分亏缺量和极深的干层厚度，因此即使在丰水年，此类干层也不能得到恢复。这种土壤干层，使深层土壤水库调蓄水分作用减弱甚至消失，可能会对林草自身的生长和区域水分循环造成一定的影响^[7]。

黄土塬区，不同土地利用方式下土壤中水分的储量和分布，受植物耗水特征的影响而产生分异。从图 1可以看出，经过雨季降水补给，各土地利用方式下干湿交替层内土壤水分得到一定程度的恢复，接近或达到田间持水量，然而其深层土壤湿度剖面有很大差异。图 1中4类土地利用方式下土壤水分曲线可以分为3类：第1类为裸地，第2类为高产农田，第3类为苜蓿草地和苹果林地。以2011年10月为例，利用方差分析来比较不同土地利用方式下0—15 m 土层含水量，结果见表 3。

裸地因无植被蒸腾耗水而整层湿润，0—15 m剖面内平均湿度为23.1%，除13 m以下土层湿度稍低外，剖面其他部位均已达到或超过了田间持水量。因高产引起的高蒸散量，使得高产农田2—10 m土层土壤含水率极显著低于裸地，表明高产农田对土壤水分环境影响深度已达10 m深度。研究区，高产作物根系直接吸水层约为0—3 m土层^[3]，而3 m以下土壤储水则是在土壤水势梯度差的作用下向上运动，最终为农作物所消耗。高产农田0—15 m剖面内平均湿度为20.6%。由于蒸散需水量超过年降水量，苜蓿草地和苹果林地引起了深层土层干燥化，干燥化土层已延至10 m以下深度。由表 3可以看出，苜蓿草地和苹果林地在2—15 m土层范围内土壤含水率极显著低于裸地和高产农田，说明了它们对土壤水分环境所能影响的深度。有研究表明，23a苜蓿草地干燥化土层已延伸至20 m以下土层^[15]，因此可以认为随着苜蓿年限的增加，其下干燥化土层将继续向更深土层发展。研究区14a苹果林地和32年苹果林地在0—10 m土层内土壤水分分布相差不大^[9]，表明14a以上的苹果林地已形成了稳定的深层土壤干层，深层土壤水库调蓄水分作用减弱，果树蒸散所需水分主要依靠年度降水供应，其产量不可避免的随年际降水变化而波动。以上分析表明，不同土地利用方式对深层土壤水环境影响具有极显著的差异，其影响大小依次为苜蓿草地>苹果林地>高产农田>裸地。

水量平衡是说明生态系统功能和特征的重要指标之一。土壤水量平衡计算中，计算土体深度的选择至关重要，深度选择不当会给植物与水分关系研究带来失真的结论，以致给阐述二者的关系带来困难。以苜蓿草地为例，分别按2 m和15 m深度计算时，其在2009年11月至2011年10月间蒸散量分别为1091 mm和1310 mm，与同期降水量(1212 mm)分别相差121 mm和-98 mm，土壤水分收支状况分别为正补偿和负补偿。为此，本文选择了不同土体深度，利用公式2对不同土地利用方式下2009年11月至2011年10月的蒸散量进行了计算，结果如图 4所示。

图 4 计算深度对蒸散量计算结果的影响 Fig. 4 Influence of calculated thickness on calculated result for evapotranspiration

图选项

各土地利用方式下按照不同土体深度计算所得蒸散量具有明显差异，原因在于各土地利用方式下蒸散作用层深度不同，其涉及到作物根系的吸水深度以及降水的入渗深度。通过对比一定时段内不同深度土壤水量平衡结果，则可初步确定水量平衡分析所需选择的土体深度。从图 4可以看出，裸地和高产麦田蒸散量计算结果随着计算深度增加而减小，所不同的是裸地至5 m深度后基本保持稳定，高产农田4 m深度后基本保持稳定。苜蓿草地和苹果林地蒸散量计算结果首先随着计算深度增加减小，在一定深度后又随着计算深度增加而增加，至15 m深度时最大。苜蓿草地蒸散量计算结果在2 m深度后随着计算深度增加而增加，其分别按2、5、10 m和15 m深度计算时，蒸散量分别为1091、1103、1233 mm和1310 mm，变化较大。苹果林地蒸散量计算结果在4 m深度后随着计算深度增加而增加，其分别按4、5、10 m和15 m深度计算时，蒸散量分别为1056、1059、1080 mm和1096 mm，变化不大。

可见，不同土地利用方式下进行水量平衡计算时选择的计算深度应不同。对于裸地和高产农田，计算深度分别不宜小于5和4 m。而对于高耗水的苜蓿草地和苹果林地，不同的生长阶段所选计算深度也应不同。人工林草种植初期至旺盛期的一段时间，因土壤深处储水丰富，能够满足植物生长所需水分要求，此时苹果林地计算深度不宜小于10 m，苜蓿草地计算深度不宜小于15 m。随着深层土壤水分的消耗，林草地下最终将会形成深厚而稳定的土壤干层，土壤水库水分调节作用减弱，植物生长所需水分主要依靠年度降水供给，此时林草地计算深度可选取降水入渗深度为限。以1994年种植苹果林为例，其按4 m深度以2a为时间尺度计算所得蒸散量为按15 m深度计算所得结果的96.3%，可见以降水入渗深度为计算深度对水量平衡分析结果影响不大。

(1)不同土地利用方式下干湿交替层深度范围有别，裸地、高产农田、苜蓿草地和苹果林地分别约为0—5 m，0—4 m，0—2 m和 0—3.5 m。受降水入渗补给、蒸散等因素影响，干湿交替层内土壤水分具有明显的季节性波动变化特征；而干湿交替层以下深层土壤水分主要受土地利用影响，各土地利用方式下表现出不同的动态变化特征：裸地深层土壤储水量的季节变化较干湿交替层具有一定的滞后性，且变化小；高产农田深层土壤储水量基本不随时间变化；苜蓿草地深层土壤储水量随苜蓿年限增加而具有直线下降特征；苹果林地因具有稳定的深层土壤干层，其深层土壤储水量随时间变化较小。

(2)不同土地利用方式对深层土壤水环境影响具有极显著差异，与裸地相比较，其影响大小依次为苜蓿草地>苹果林地>高产农田。除裸地外，高产农田、苜蓿草地和苹果林地均发生了土壤水分亏缺，并形成了土壤干层，所不同的是高产农田下土壤干层为暂时性干层，分布土层范围约为1—3 m；而苜蓿草地和苹果林地因对深层土壤水分的过度消耗，已形成了持久性干层，且干层已延至10 m以下土层。

(3)在黄土塬区进行水量平衡计算时，不同土地利用方式选择的计算深度应不同，处于不同生长阶段的高耗水林草所选计算深度也应不同。对于裸地和高产农田，计算深度不宜小于5 和4 m。对于未形成深厚稳定土壤干层的苜蓿地和苹果地来说，其计算深度不宜小于15 m和10 m；而对于已经形成稳定土壤干层的苜蓿地和苹果地来说，进行年尺度的水量平衡分析时，其计算深度可取降水入渗深度。

处于不同生长阶段的林草地对深层土壤水环境影响程度不同，其进行水量平衡计算时所需选择深度亦不同，但是不同类型林草地形成深厚且稳定的土壤干层所需年限不同，土壤干层厚度亦不同，因而有关不同林草地下深层土壤干燥化发展过程是一个需要继续长期观测研究的科学问题。

致谢： 感谢朱元俊老师对本文写作的帮助。