干旱区约占陆地表面30%, 占全球净初级生产力很大比例^{[1, 2]}。受气候变化和大规模水土开发的影响, 干旱区面积还在不断扩张, 干旱程度进一步加剧^[3-5], 水资源供需矛盾更加凸显^[6]。而气候和水资源平衡恰是维系干旱区脆弱的生态平衡关键要素。包气带则是地表水资源和地下水交换的主要通道, 也是空气-水界面和根系-土壤界面气体和矿物质交换的场所, 包气带中土壤水分则是链接地球关键带生物过程和非生物过程介质和桥梁^[7], 一方面水分以降雨入渗形式储存到土壤水分进而补给到地下水^[8], 相反地下水又会通过包气带以土壤蒸发, 植物蒸腾等形式将水分排泄到大气圈, 促使水分在地下水-土壤-植物-大气连续体中发生的频繁转化。当前, 在生态系统生产力变化和人类活动双重驱动下, 包气带土壤水分的利用和干扰在持续加剧, 水分循环在不同时空尺度上相互作用更加剧烈。

在全球储水量中, 包气带土壤水约有165000亿m³, 我国土壤水分总储量为33550亿m³, 占全球粮食产量60%的旱作农业完全依赖土壤水资源^[9]。并且荒漠区植被建设, 绿洲农业灌溉和水资源管理都高度依赖于包气带土壤水分通量和储存和变化。要实现对干旱区土壤水分科学管理和调控, 必须揭示包气带水分入渗、再分布、渗漏、蒸发、地下水毛管上升等相互之间转化过程及其驱动机制^[10]。因为入渗它不仅决定进入土壤中水分的量, 还强烈影响植物根吸水, 土壤溶质迁移以及陆地表面蒸腾蒸发过程^[11-13]; 水分再分布作为入渗后期土壤水分在势能和植物根系作用下的自我调节过程, 理解其过程对提高干旱区植被降水利用, 近地面氮等元素的吸收, 提高灌溉水平和满足不同作物不同根系层对水分的需求以及研究植物的生长有重要意义; 研究深层渗漏及其过程对评估包气带补给地下水量和地下水合理开发具有重要的参考价值^[14-16]。而蒸发则是构成陆地水分平衡重要组成部分, 其与土壤水分消长动态变化密切相关, 它对实施农田节水技术, 制定节水灌溉制度极其重要^[17]。毛管水上升量的多少及其上升高度直接影响荒漠植物的生长状况, 掌握地下水埋深与毛管上升水之间的关系, 也能够指导土壤盐渍化的预防和治理^[18]。

土壤水能交换及其构成形态是驱动生态系统的循环最重要过程, 也是影响地面温度, 水分输送及植被生长发育与生态系统生产力的重要因素^[19]。而干旱区由于降水稀少、蒸发强烈, 因此低水势下土壤水汽运移和交换过程, 其产生的能量转换和质量迁移是地表质能平衡计算不可或缺的重要汇源项, 对维持干旱半干旱区植被和生态系统起到重要的作用^[20]。然而, 包气带参与水文循环和联系过程是高度复杂的生态水文系统, 水分循环在驱动力、过程、能量三大方面均具有耦合特性, 受多重因素的共同支配。因此, 在干旱区关键带包气带开展土壤水分时空格局、水分形态及其能量驱动过程理论研究对水资源调控和揭示植物生态水文过程显得尤为关键。本文对包气带土壤水分能量理论及方法, 土壤水分表现形态, 土壤水分运移过程及驱动力, 包气带土壤水分、能量平衡与生态水文效应等问题的研究进展予以评述, 并提出未来亟待开展的研究工作, 旨在推动相关领域研究的深入开展。

1 包气带水分运移理论发展与应用

包气带土壤水分运移受土体结构, 水分形态、能量和驱动力综合制约, 会呈现不同表现形式。由此也形成了许多研究理论方法, 包括毛管势理论, 土水势理论, 层流理论, 湿润锋面入渗理论和零通量面等理论。这些理论从不同过程和角度阐述了对包气带土壤水分运移研究规律认知和解决方法。Gardner基于毛管理论指出温度与土壤水势的正相关关系, Green和Ampt根据毛管理论提出了Green-Ampt入渗模型^[21], 但也存在土壤模型概念化失真和驱动力考虑不全面的两大理论缺陷; 1931年Richards对张力计发明, 使得土水势理论得到广泛的应用和推广。我国一些学者较早应用势能理论研究饱和-非饱和土壤水运动及溶质运移问题。并且随着土壤水、热、能量等耦合理论发展形成, 使其成为包气带水分运移最主要的理论之一; 湿润锋面入渗理论至今仍是解释包气带水分入渗理论过程常用的理论, 但由于近年来优先流理论的提出受到了挑战; 零通量理论是在水势理论基础上提出的, 随后70年代英、法、美等国学者依据理论基础, 研制出便携式中子水分仪和负压计, 使零通量面法成为研究包气带水分运移的最有效方法之一。Sharm等利用该方法研究了潜水蒸发及补给量, 包气带水分与土壤水势的关系^[22-24]。此外美国科学家Fabishenco还提出解决土壤非饱和流问题的混沌理论, 但由于该理论提到是土壤水分在小尺度内运动过程, 而实际更关注大尺度, 因而还有许多问题待解决。每一种理论的发展和应用, 都为完善水分运移过程与能量、驱动力关系研究提供了重要的基础理论和工具, 但实际中仍然有各自的局限性(表 1)。

2 包气带水分运移形态

包气带土壤水分运移通常包含水势梯度、温度梯度、浓度梯度、渗透梯度等影响下水、空气、水汽等动态流过程, 并且它们以相互转化和迁移的形式存在^{[25, 26]}。基于菲克定律, 早在1940年Penman等就认为包气带水分运移同时存在液态流和气态流两个形态^[27], 而液态流又可分割为薄膜流和毛管流。随后在Philip等提出的PDV模型中, 将水分通量分割为等温液流、非等温液流、等温汽流和非等温汽流四种形态^[25], 并且认为在土壤非饱和带, 主要是基质势和温度势驱动土壤水分在不同生境表现出了特有的运动形态。

在干旱区, 正常水分情况下, 浅层包气带水分由液态水流, 水汽流或二者混合流态组成^[28], 而液态流存在基质势驱动和热驱动等温流和热流两种流态^{[26, 29, 30]}。Tokunaga等还研究发现土壤水分含水量只要能够维持孔隙间需要连通性, 并且颗粒间水分构成的液体摆环不破裂, 毛管梯度驱动的毛管流就是包气带水分液态流运移的主要形态^[31]。低含水量条件下薄膜流可能在土壤的水分运移过程中扮演重要角色。此时总水通量中液态水占极小比例^{[32, 33]}, 水汽运动成为了最重要一部分^[34-36], Madi等通过土柱试验独立研究了水汽在极端干旱环境中扩散和冷凝过程, 并在隔离液态水情况下证实了水汽的存在^[37]。Sanjit等通过Hydrus-1D模拟发现在墨西哥干旱区包气带水汽通量要占总水通量的大约10%^[38], 如果在沙漠裸地浅层2 cm处, 这一数据能占到25%^[39]。水汽运移由于同样存在由基质势和热驱动力等温汽流和热汽流两种流态, 且热驱动水汽流在大多数包气带占主导地位, 为植物生长提供重要的水分来源^[40]。Syvertsen等研究发现水汽流可以增强树木维持光合作用能力, 在夜间对季节性干旱的15—35 cm层每小时土壤水分有40%贡献率^{[41, 42]}。此外, 雾、露水等水分形态在干旱和半干旱环境的水分平衡中起重要作用^[43]。总之, 受气候变化和土壤环境的影响, 参与运移水分形态在不同界面之间转化频繁, 因此在区分和确定每一个过程主导水分形态仍然有许多不确定性。

3 包气带土壤水分循环及能量过程

随着地下水单元纳入到Philip于1966年提出的SPAC系统中^[44], 目前形成了较为完整的地下水-土壤-植物-大气连续体系统概念(Groundwater-Soil-Plant-Atmosphere Continuum, GSPAC), 逐步的统一了水分运移与能量转化的动态过程关系。在干旱区水分循环系统包括水平和垂直两个方向主要过程(图 1)。包气带作为联系地表各层圈相互作用的敏感带, 为垂直和水平通量水分与能量交换提供了场所。包气带水分运移过程首先遵循水量平衡定律, 其次是水分双向流通界面及其通量大小, 包括空气和土壤界面以及土壤与地下水界面。在水土系统中, 如果把土壤及其所含的水分看作是一个系统, 当系统保持在恒压以及溶质浓度和力场不变的情况下, 系统和环境之间没有能量在交换, 系统处于平衡状态。一旦平衡破坏, 就会导致能量转移和再分配, 土壤水分在包气带中流通、吸收和分解就会发生改变。早在1996年张富仓就基于“活化能”的概念讨论了土壤水分运移机制, 土壤水的表观或平均活化能是耗费在一个水分子越过两流线准平衡位置势能垒所需能量, 水分运动需要克服能垒(Energy barrier)。后来随着土壤势能概念提出, 可以较为准确描述包气带水分能量平衡过程, 而其势能也决定了土壤保持水分能力, 土壤水分特征曲线则表示了包气带水分隐含的能量水平。而在土壤与大气界面系统中, 水势是联系GSPAC连续体系统各个部分物质和能量交换标志, 并通过水势来定量计算出水分运动的能量在整个系统中各个环节的能量水平的变化。地表植被-大气间的相互作用能量平衡改变将直接或间接决定着降雨、水分入渗、蒸发以及地下水补给等关键的生态水文过程^[45-47]。因此, 要系统地揭示包气带水分运移能量过程首先需要掌握包气带结构, 土壤热力和水力特性, 其次是土壤水分的运动和交换的连接通道^[47-50]。而拓展这方面的研究对预测全球与区域的水分循环过程、水资源构成及其对环境的影响具有重要的作用。

4 包气带水分运移驱动力

当土壤内任意两点的湿度不同时, 土壤对水分的吸力也有差异, 此差值称为为引起水流的驱动力。土壤水分运移驱动力普遍观点土壤水势, 该理论最早起始于S.A.Taylor 1983年著作的物理的土壤学：灌溉与非灌溉土壤的物理学。包气带水分运动其实是土壤水势驱动水分的毛管运移, 其内在动力是水势梯度, 即土壤水从水势高处往水势低处流动, 对于非饱和土壤水分水势就是重力势和基质势。Saito等通过试验证实了驱动土壤液态通量和气态通量的基质势梯度^{[26, 51, 52]}。尤其浅表层土壤水分和水汽运移过程中, 基质势为主要驱动力^[53]。对于昼夜温差较大的干旱区, 不容忽视另一个重要驱动力就是温度势。早在19世纪初期Boucoyous^[54]提出了包气带土壤含水量变化主要受温度场的影响的观点, 随后Lebedeff^[55]在试验中证明了温度梯度是土壤中水汽运移的主要能量驱动力, 而Cahill等还认为水汽运移中温度梯度驱动实际是土壤表面冷热收缩和扩张引起的对流驱动^[35]。李佩成等^[56-58]也在“内在水出渗补给”假说中认为内在水补给土壤水的驱动力, 除了重力和分子力, 还包括温度梯度诱发热动力。Andraski等^[59]研究指出在干旱区厚包气带尤其要综合考虑等温水流、等温汽流和非等温汽流下的温度梯度和水势梯度驱动, 因为干旱区稀疏植被和包气带特性正是由低水势和向上的水力梯度所控制。此外, 不能忽略非物理过程驱动水分运移的发生, 包括人为因素, 植物根系, 动物洞穴等。

4.1 土壤水分蒸发

通常情况下土壤蒸发经历二个主要阶段, 在土壤水分初始饱和第一阶段, 水分主要以液态水蒸发为主, Brooks等^[60-63]研究发现毛管力是驱动土壤水分运移的主要因子; 之后随着土壤含水量降低, 逐渐转向由气态运移控制蒸发第二阶段, 维持土壤水分从蒸发锋面向地表运移能量为水势梯度以及温度梯度, 且该阶段以水汽运移为主, 直至水势梯度与重力及粘滞力间达到平衡^[64], 孟春雷等^[65]通过试验证实了该观点。再者Tokunaga等认为在蒸发第二阶段, 土壤颗粒与薄膜交界面上离子电价不平衡性, 高浓度盐水等也会驱动水汽运移^[66-68]。此外, 水分蒸发运移另一个阶段就是脱离土壤表层进入大气循环, 空气饱和气压差则成为水分向大气扩散的主要驱动力。然而实际蒸发中各个阶段并没有明显的界限, 加之土壤水分补给和蒸发同时进行, 因此很难通过试验区分不同阶段变化过程, 更多时候是通过模型模拟实现。

4.2 土壤水分入渗及渗漏

20世纪70年代英国水文学者Cooper提出了零通量面法, 由于该方法能够确定土壤水分变化量的去向, 因此对降水入渗认识程度有了新进展^[69]。降雨或灌溉结束后, 由于渗透斑块性, 在水平和垂直两个方向上都可能导致土壤水分入渗发生变化^[70]。垂直通量上水分能够在包气带中下渗, 主要是因为两个平行系统之间存在土壤水势能量差值产生的势能驱动, 即重力势能^{[71, 72]}, 在干旱区这种能量驱动的变化频率和强度更高^[73]。郑子成等^[74]研究还发现在湿润锋到达之前高含水量阶段主要驱动力为重力势; 随着土壤水分含量的减小, 受重力势梯度和基质势的共同作用, 且以基质势为主。而压力水头、土壤热量等都会影响水势能, 进而改变水分入渗途径。此外, 一些生物和非生物因素也是驱动水分入渗的重要源动力, 如细根植物和土壤之间物质和能量交换作用以及土壤生物结皮^{[75, 76]}。水平通量上入渗主要体现在水分扩散, 其主要驱动力是土壤基质势, 并随基质势梯度的增加而加快^[77]。土壤水分入渗涉及竖直和水平两个方向交换, 并随着土层包气带结构以及水分含量变化, 入渗会受到一种或几种驱动力交互影响, 这就要求更加精细试验支撑土壤水分入渗过程的驱动机制研究。

干旱区由于蒸发强, 降雨少, 要发生深层渗漏几乎不可能, 因为降水首先需弥补长期以来由于土壤干旱导致的水分亏缺。Walvoord等^[57]研究发现在一些荒漠区域几乎数年都没有监测到深层渗漏事件发生。但也有学者认为由于区域气候、土壤、植被覆盖等导致差异, 一些干旱区域在降水、灌溉等事件发生后会产生水分渗漏, 尤其在荒漠、沙丘低洼地带^[78]。White等研究发现当满足土壤含水量较高, 土壤存在连续性的大孔隙和水分能够在土壤表面自由移动条件时, 重力势驱动水分能够发生深层渗漏^{[79, 80]}。同时土壤的吸湿和脱湿过程以及滞后效应也能够驱动土壤水分深层渗漏^[81]。此外, 诱发降水形成渗漏另一个驱动因子就是植物根系强持水性和粗根系, 因为粗根能够形成大的空隙通道, 导致优先流发生。Robinson等^[82]研究发现由于植物强持水性和较低的土壤饱和持水力可能导致较高的深层渗漏, 并且浅根系植物比深根系植物更能诱发深层渗漏量。尽管目前针对渗漏的不连续, 驱动因子不确定性等方面研究取得了一些进展, 但仍然主要集中在定性评价方法上。

4.3 土壤水分再分布

土壤水分再分布是入渗后期土壤水分自我调节过程。通常情况下, 降雨或灌溉结束后一段时间内土壤水会在重力势和基质势的作用下继续向前或周围运动, 实现水分再分布, 直到土水势达到平衡。由于复杂的土根系统, 水分再分布在深层与上层包气带土壤内交替进行。一是垂直方向上根系驱动较湿润的深层土壤水分向干燥的表层土壤的提升过程, 也称之为水势驱动的被动运移过程^[83-87]。Feddes等^{[88, 89]}研究指出发生在夜间这种被动运移过程是影响植物群落动态和土壤水汽蒸发通量一种普遍的现象; 二是降雨后土壤势能驱动较湿润的表层土壤水分向干燥的深层土壤的运输过程; 三是水平通量上根系拉力驱动土壤水分在水平方向的侧向运输过程^[90-93]。此外, 水携带的热量, 脉冲式降水, 土根系统等通过改变土壤水分热力和水力特性^{[94, 95]}, 以及土壤、根系、茎杆、叶片的水力传导度等都会驱动水分再分配过程的发生^{[48, 96, 97]}。但要从机理上揭示水分再分布驱动源, 需要综合考虑植物体、表土环境和表层大气环境对其共同作用。

4.4 土壤水分扩散

在干旱区, 水平通量上水分交换和迁移可以使相邻植被类之间植物根系实现水分互利共生^[98-100], 维持系统功能稳定性和持续性^[101]。水分能够横向迁移驱动因素主要有以下方面：一是灌概或降雨引起的土壤水分梯度差, 即基质势梯度。Shen等^[102]研究发现农田灌溉水可以运移到防护林, Stratford等^{[103, 104]}也证实湿地、草地和林地相邻景之间存在水分扩散和交换。二是地下水位梯度差异造成的横向水流和根系延伸吸水, Zhang等^[105]研究发现由根系延伸吸水导致交换主要发生0—200 cm土层, 由地下水梯度导致交换发生能够在200—260 cm土层进行; 三是植物蒸腾拉力驱动, Xiao等^[106]研究发现距边界0.85 m树木的蒸腾耗水来自降雨和地下水为216.9 mm, 占其总蒸腾耗水量的32.4%。但是目前关于土壤水分水平方向运移和交换研究仍然较少, 通常在一些研究和模拟中通常不予考虑或忽略其影响。

4.5 毛管水上升

毛管水指上升毛管深度的地下水可通过毛管作用上升至根系活动层水分, 是沟通地下水与作物根层水分之间的桥梁。在土壤饱和含水层, 毛管力驱动地下水向上输水, 直至基质势平衡。在毛管水活动层, 基质势差是驱动毛细管水在土壤层界面发生交换的主要动力, 当下界面的总势大于上界面总势时, 湿润锋面停止推进, 毛管水上升过程结束^[107]。史文娟等研究发现土壤有夹砂层存在时, 土壤温度势亦会驱动毛管水向上运移^[108]。而在土壤水分补给和消耗层, Jorenush等认为土壤蒸发和植物蒸腾作用是驱动静态地下水上升的主要动力^[109]。陈亚宁等研究证实干旱区胡杨通过根系水力提升作用, 白天从地下水埋深较土壤中提升水分, 夜晚释放到浅层土壤^[110]。尽管水势平衡理论能够解释毛管水上升过程变化, 但针对包气带土壤结构变化和植物根系分布如何共同驱动毛管水上升过程机理研究仍显不足, 这可能是土壤毛管水运移理论未来研究需要关注的问题。

5 包气带水分、能量平衡与生态水文效应

包气带是陆地生态系统物质、能量信息传递交换场所, 人类活动和气候变化都会导致植被和水土资源格局的改变, 可能对生态水文系统造成威胁^[111]。而包气带土壤水分作为陆地表面生态水文过程最主要的环境变量, 其水分形态及能量平衡过程对陆地表面水文循环过程产生显著影响^{[112, 113]}。在全球尺度上, 尽管干旱区包气带水分仅占0.05%, 但它通过控制和分割地表水能通量交换, 对全球范围能量平衡, 降雨分布以及气候变化预测起着重要作用, 远超过了其物理数量意义^{[82, 114]}。区域尺度干旱区包气带水汽热运移过程能够影响陆面和大气层之间质量、水分通量和能量通量之间平衡^{[39, 115, 116]}。田块尺度包气带潜热与显热之间能量平衡及其分割关系决定着大气的水汽和热量, 影响作物利用水分方式以及生存策略, 最终驱动着不同尺度气候过程以及土壤水分变化, Cahill等研究发现在粉砂壤土浅层2 cm处, 由土壤水汽导致热传输能够占到总热通量40%—60%左右, 且包气带水循环过程水分迁移方式和交换量不仅关系到水分和物质迁移, 又决定着土壤的发育过程、演化和土地生产力^[117]。因此, 在小尺度土根系统中研究中, 要应用能量平衡的观点揭示水分在局部循环中的发生和消减过程, 构建包气带土壤水分运移与荒漠植物水分利用动态关系, 而在大尺度上, 应探索人类活动以及气候变化与包气带土壤结构, 生态系统演变之间的互相作用过程(图 2)。

6 结论与展望

包气带作为“四水”联系和物质能量交换的场所。受到了国内外学者的持续关注, 一个多世纪以来, 科学家针对包气带土壤水分运移水分及能量关系及其驱动力机制行了长期的探索和研究。从早期达西定律的数学理论定性定量研究到后来的Philip、Nielsen等学者物质和能量平衡观点提出, 形成了一系列基于数学理论及物理模型的研究方法, 同时现代观测和监测技术发展为土壤水分迁移机制研究提供了重要基础理论和科学工具, 逐步形成了较为成熟的土壤水分运移与其驱动力之间的理论关系, 使干旱区深入开展包气带土壤水分运移研究成为了可能。但由于土壤水分运移的复杂性, 现有理论在实践中存在有土壤孔隙形状的理想概化, 土壤水势理论简化, 理论与试验的不匹配, 对水流特性及水驱动力考虑的不够全面等方面的问题。这导致许多试验和模拟只能在特定和理想的环境下完成。但是实际上水分在地下水-土壤-植物-大气连续体中循环是一个十分复杂生态水文过程, 受到多种气候因子和人为因素共同调控。任何一个变量的变化都会促使水分与能量平衡过程发生改变, 再平衡过程会反馈于降雨、灌溉入渗、蒸发、径流等过程, 再次作用于地下水与土壤之间以及陆面和大气之间的水分交换。

随着全球气候变化的加剧, 特别是气候变暖进一步加速了水循环过程, 导致不同尺度水资源的重新分配, 干旱区作为对全球气候变化响应最敏感的地区之一, 变化环境的驱动将使大气与土壤界面水分和能量效应的动态变化更加强烈。降水变率大, 气温上升、干旱趋于加剧等因素已经严重威胁着干旱区生态水文环境, 水资源匮乏, 生境退化和荒漠化是不可回避的问题, 因此, 深入认识和了解包气带水分运动形态, 驱动机制以及能量平衡关系有助于进一步探索干旱区土壤水分运移规律, 揭示降雨入渗、水分再分布等过程与植物生长的关系, 对开展生态植被建设和改善水资源综合管理具有重要的意义。因此, 未来亟待以下方面加强和拓宽相关研究。

(1) 拓展对包气带水分运移耦合理论的研究。

基于土壤势能的“能量”观点, 针对不同的气候类型、土壤分类和植物根系组成提出相应的分势模块, 并进行多种理论的耦合建模, 通过引入新的理论方法不断的完善全能量理论体系建立。此外，要加强对土壤水分能量测量技术研发, 提升土壤水分运移过程的记录和监测手段。

(2) 开展土壤水、汽、热运移耦合机理研究。

包气带土壤水分的运移不仅受植被, 降雨以及包气带结构等综合因素的控制, 而且也伴随着热和溶质的迁移以及物质和能量变化。因此, 要研究土壤物理、化学和生物过程对土壤水汽热运移的影响。揭示水流通量形式和热通量对维持土壤水分稳定性贡献。

(3) 加强包气带土壤水分运移驱动机制研究。

借助GSPAC系统中土壤水分水分与能量的交换和平衡理论, 通过Hydrus-1D/2D/3D、SWAP、WAVES, SWAT等模型, 探究液流、汽流、热流等运移过程及其驱动机制, 并结合遥感技术, 揭示包气带水分运移形态与能量和驱动力之间耦合关系, 提升干旱区包气带水分系统研究水平。

(4) 加强不同尺度上调控土壤水分运移的驱动机理研究。

不同时空尺度上, 决定土壤水分变化和迁移往往不是单一因素, 而是诸许多因子的协作, 气候因子, 包气带结构与土壤质地, 地形地貌和植被类型等都有可能参与或驱动土壤水分交换和再分布, 因此推动不同时空尺度上土壤水分与驱动因素关系研究尤为重要。

致谢: 本研究得到赵文智老师帮助, 特此致谢。