土壤水分是干旱半干旱地区植物稳定生长的主要限制因子, 是维持农业可持续发展的关键, 同时也是影响土壤-植被-大气水循环的重要环节^[1]。土壤水分受地形、降雨、土壤物理性质和植被等因素的影响往往呈现出显著的地域差异^[2]。其中, 降雨作为土壤水分的重要补给来源, 其变化会对区域土壤水分特征产生显著的影响^[3]。黄土丘陵沟壑区是我国旱作农业的主要分布区之一, 其农业的发展对大气降水具有较强的依赖性^[4]。近年来, 随着气候变化及人类活动的双重影响, 土壤水分的分布、运移及降雨对其产生的影响日趋复杂化^[5]。认识并系统分析不同强度降雨对土壤水分的影响已成为区域生态环境治理、农业高质量发展的迫切需要。

土壤水分的补给和运移对降雨的响应与土壤水文特性和降雨特性紧密相关, 并直接影响流域水文过程和植被的生长、稳定与生态功能^[6]。目前国内外研究者关于不同土地覆被方式下土壤水分动态变化和不同强度降雨对土壤水分渗透深度的研究在西南喀斯特地区^[7-8]、西北荒漠区^[9]、华东丘陵区^[10]等地区开展了部分工作。在喀斯特地区的研究表明植被类型差异对土壤含水量的影响不同, 例如贵州省西南部花江小流域的研究发现小雨事件中浅层土壤含水率火龙果地最高, 其在大雨事件中土壤含水率增长最少, 而花椒地、金银花地和荒地则刚好呈现相反趋势^[7]；在贵州省西南部关岭县的研究发现降雨时耕地至草地恢复阶段土壤水分上升幅度增大, 而草地至灌丛阶段土壤水分上升幅度减小^[8]。在西北荒漠区的研究发现不同强度降雨土壤水分变化存在显著差异, 乌兰布和沙区的研究表明随着降雨量的增加对土层的影响深度也呈增加的趋势^[9]。在华东丘陵区的研究发现土壤含水率变化和降雨量有较好的线性关系且相关性较强, 随着降雨量的增加其相关性减弱^[10]。在黄土高原地区, 尽管相关的研究开展较少, 但亦有研究者针对于陕北地区开展了部分工作, 如在陕北羊圈沟小流域的研究表明土壤水分对不同强度降雨的响应存在显著差异, 小降雨几乎不会引起深层土壤水分的波动, 而大降雨后土壤水分会出现明显的阶梯式抬升^[11]；在陕北纸坊沟小流域的研究显示降雨量对土壤水分的影响较明显, 土壤含水量在雨季升高, 非雨季降低^[12]。上述研究丰富了对土壤水分动态变化规律的认识, 也为区域水土资源的合理利用提供了重要理论支持, 然而现有的研究对于黄土高原东部丘陵沟壑区土壤水分的动态变化涉及甚少。该区域地处季风区边缘, 近年来气候变化致使降水的波动性日益显著。在此背景下, 该区域不同土地利用下土壤水分空间变化规律以及其对降水波动响应机制已经成为区域农业管理、生态保护部门密切关注的焦点问题^[13], 迫切需要开展相关的研究工作。

基于此, 本文选取黄土高原东部的山西省冯家沟小流域作为典型研究区, 以农耕地和撂荒地为研究对象, 系统分析了不同强度降雨下0-60 cm土壤水分的动态变化规律, 以期为黄土丘陵区水土资源利用提供科学依据。

1 研究区概况

本研究选取黄土丘陵区的山西省冯家沟水土保持站(农耕地和撂荒地)作为典型研究区, 其基本情况见表 1。该研究区地理位置为北纬35°57′, 东经110°48′, 海拔1038.7 m, 地势西北高东南低, 冲沟发育, 流域内地貌以剥蚀中低山区和中间冲刷沟谷为主。气候属于暖温带半干旱大陆性季风气候, 年平均气温9.9℃, 最低气温为-19.8℃, 最高气温为38℃, 无霜期150 d, 年降雨量631.8 mm, 年蒸发量高达1749.4 mm。本研究区土壤类型以褐土为主, 植被主要分布有芦草(Agropyron mongolicum)、苍耳(Xanthium sibiricum Patrin ex Widde)、狗尾草(Setaria Beauv)等天然植被和刺槐(Robinia pseudoacacia)、侧柏(Platycladus orientalis)等人工植被^[14-15]。

2 数据来源及方法

本研究开展于2019年4月-10月, 在研究区内同一地形条件下分别设有面积为20 m×20 m的农耕地(谷子)和撂荒地, 为保证其土壤水分互不干扰之间建50 cm水泥围埂, 同步比较不同层次土壤含水量。在空旷地设置虹吸式自记雨量计观测每次降雨过程, 记录降雨量(mm)、降雨历时(min)和降雨强度(mm/h)等指标。参考国家气象局规定, 凡日雨量在10 mm以下称为小雨, 10-25 mm为中雨, 25-50 mm为大雨, 50-100 mm为暴雨^[16]。利用ECH₂O土壤含水量监测系统(美国METER公司)对土壤水分进行连续监测^[17], 该监测系统通过测量土壤的电介常数来计算土壤体积含水量, 测量范围0-100%, 测量精度在±3%以内^[18]。在农耕地和撂荒地中部分别挖取深度为60 cm和100 cm的土壤剖面, 从上到下按照每10 cm一个深度, 分别安装5TM土壤水分传感器。利用EM50数据采集器每隔1小时连续记录监测土壤体积含水量, 为了与农耕地进行对比本文只选用撂荒地0-60 cm数据。

采用Excel和SPSS对数据进行统计和分析, 利用Origin 2017软件作图, 采用单因素方差分析分别对农耕地和撂荒地不同土层下土壤含水量进行差异性比较(P＜0.05)。

3 结果与分析 3.1 降雨特征

研究区2019年4月-10月共发生65次降雨事件, 总降雨量586 mm, 单次最小降雨量为0.1 mm, 最大为71.1 mm。单次降雨量 < 10 mm降雨次数最多, 共发生49次, 占总降雨次数的75.38%, 总降雨量145.6 mm, 占总降雨量的24.85%；50-100 mm的降雨事件次数最少, 仅有2次, 占总降雨次数的3.08%, 降雨量为127.1 mm, 占总降雨量的21.69%(表 2)。

3.2 不同强度降雨后土壤含水量的动态变化

我们选择了4场典型无干扰的独立降雨事件, 即每场降雨在24小时内结束, 且降雨前后2天内均无降雨发生, 以时间为横轴, 土壤含水量为纵轴, 得到各土层土壤含水量对降雨响应的变化曲线(图 1)。

5月28日此次降雨累计雨量为4.4 mm, 小雨条件下农耕地和撂荒地各土层土壤含水量变化趋势相似, 均表现为0-10 cm和10-20 cm土层呈波动变化, 而其余土层几乎看不到变化。该场降雨仅对表层土壤水分产生了影响, 基本没有发生对深层土壤水分的补充。

4月27日此次降雨累计雨量为16.6 mm, 中雨条件下农耕地0-10、10-20 cm和20-30 cm土层土壤含水量分别增加了9.78%、3.15%和1.21%, 对降雨响应明显, 而其余土层土壤含水量的增加不足1%, 对降雨的响应较弱；撂荒地0-10、10-20 cm和20-30 cm土层土壤含水量分别增加了8.4%、3.73%和1.25%。农耕地和撂荒地均表现为0-10 cm土层土壤含水量率先达到峰值, 而10-20 cm和20-30 cm土层有滞后现象。

6月5日此次降雨累计雨量为32.2 mm, 大雨条件下农耕地各土层土壤含水量均发生了明显的变化, 0-10、10-20、20-30、30-40、40-50 cm和50-60 cm土层土壤含水量分别增加了10.05%、4.03%、3.96%、2.43%、3%和2.15%；撂荒地0-10 cm土层土壤含水量急剧上升, 增加了16.98%, 10-20 cm土层土壤含水量上升相对缓慢, 增加了5.09%, 其余土层土壤含水量的增加不是很明显。值得注意的是, 大雨条件下降雨前0-10 cm土层土壤含水量农耕地远大于撂荒地, 降雨过程中农耕地各土层土壤含水量均产生明显变化, 而撂荒地仅0-10 cm和10-20 cm土层产生波动。

8月26日此次降雨累计雨量为71.1 mm, 暴雨条件下农耕地各土层土壤含水量对降雨均出现了明显的响应, 分别使0-10、10-20、20-30、30-40、40-50 cm和50-60 cm土层土壤含水量增加了19.11%、11.21%、7.87%、6.34%、5.81%和4.34%, 且0-10 cm土层土壤含水量率先达到峰值, 随着土层深度的增加土壤含水量峰值依次减小；撂荒地各土层土壤含水量对降雨也均出现了明显的响应, 分别使0-10、10-20、20-30、30-40、40-50 cm和50-60 cm土层土壤含水量增加了6.56%、10.2%、12.3%、10.41%、9.18%和6.9%。

3.3 不同土地覆被方式下土壤含水量差异性分析

土地覆被方式通过改变下垫面性质及降雨的再分配过程而影响土壤水分的运移^[19], 为进一步揭示不同土地覆被方式下土壤含水量的差异, 本文选取4场典型降雨事件, 采用独立样本T检验, 对比分析不同强度降雨下农耕地和撂荒地土壤含水量, 结果发现：除小雨条件下10-20 cm土层、大雨条件下0-10 cm土层和暴雨条件下0-20 cm土层外, 农耕地和撂荒地各土层土壤含水量差异显著(P＜0.05), 具体表现为0-10 cm土层农耕地小于撂荒地, 而其余土层均为农耕地大于撂荒地(图 2)。

3.4 不同土层土壤含水量变化特征

表 3为4场典型降雨事件下农耕地和撂荒地不同土层土壤含水量变化特征, 农耕地土壤含水量变化范围为4.65%-36.46%, 土壤平均含水量在50-60 cm土层最大, 0-10 cm土层最小；随着土层深度的增加土壤含水量有增大的趋势而变异系数呈减小的趋势。撂荒地土壤含水量变化范围为5.27%-29.7%, 土壤平均含水量最大值出现在30-40 cm土层(18.34%), 最小值出现在0-10 cm土层, 为15.1%；随土层深度的增加变异系数有减小的趋势。不同土地覆被方式下, 土壤含水量变异系数均随土层深度的增加而减小, 表明表层土壤水分对降雨的响应显著, 而深层土壤水分对降雨的响应明显减弱。

4 讨论与结论 4.1 讨论 4.1.1 不同强度降雨对土壤含水量的影响

黄土丘陵区地下水埋藏深, 降雨成为该地区土壤水分的最主要来源。本研究发现, 随着降雨量的增加, 土层的响应深度也呈增加的趋势。这是因为表层土壤含水量小, 小降雨就能对其产生明显的补充作用, 而深层土壤含水量较高, 湿润前沿的水力梯度较小, 水的渗透力较低, 降雨量足够大时才能对其产生影响^[20-21]。

研究期间共发生65次降雨事件, 其中小雨49次, 占总降雨次数的75.38%, 小雨仅使表层土壤水分产生了波动, 对深层土壤水分的补充作用较弱。但许多研究都预测未来小降雨事件发生的频率会越来越少, 将使表层土壤趋于干旱化, 而大降雨事件会越来越多, 大降雨能够使更多的水分渗透到深层土壤, 对深层土壤水分产生明显的补充作用, 将改变土壤剖面的水分分布格局^[22-23], 土壤水分的改变可能使得植物群落结构发生显著变化。

4.1.2 不同土地覆被方式下土壤含水量的差异

除0-10 cm土层外, 各强度降雨过程中农耕地土壤含水量均大于撂荒地, 一方面是因为农耕地植被盖度较撂荒地高, 植物根系的生长使得土壤孔隙增加, 降雨通过这些孔隙入渗到土壤, 另一方面植被盖度高, 增加了地表粗糙度, 使得降雨不容易很快产生径流, 从而补充到土壤当中^[24]。撂荒地植被盖度较低, 土壤孔隙相对紧密, 不利于水分的入渗, 此外撂荒地表面枯枝落叶较少, 雨滴直接击溅土壤表层对其产生一定的破坏, 也不利于水分的入渗, 使得撂荒地土壤含水量处于相对较低水平^[25]。

值得注意的是, 大雨条件下降雨前0-10 cm土层土壤含水量农耕地远大于撂荒地, 这可能是由于撂荒地植被盖度低, 且正值夏季蒸发作用强烈, 另一方面可能是由于谷子正处于生长期, 0-20 cm土层中根系表面积占总根系表面积的80%, 根系集中在表层, 储存了大量的水分, 虽也有强烈的蒸发但水分的消耗远小于水分的存储, 致使表层土壤含水量较高^[26]。

此外, 大雨条件下农耕地各土层土壤含水量变化都比较明显, 而撂荒地仅0-10 cm和10-20 cm土层土壤含水量产生了波动。撂荒地深层土壤含水量受降雨影响波动不大, 这可能与降雨历时和降雨强度有关, 撂荒地植被覆盖度低, 历时久、强度大的降雨对地表直接击溅, 表层土孔隙少, 易发育土壤结皮, 易产生径流^[27]。

4.1.3 不同土层深度土壤含水量的差异

在一次降雨过程中, 表层土壤水分对降雨的响应显著, 深层土壤水分对降雨的响应明显减弱, 这是因为表层土壤水分的下渗受毛管力和重力的双重影响, 随着土层深度的增加毛管力不断减小, 土壤入渗速度减慢, 最后仅在重力作用下缓慢下渗。受降雨量和入渗的影响, 深层土壤水分能够得到的补给十分有限^[28]。

各强度降雨过程中, 农耕地土壤平均含水量最大值出现在50-60 cm土层而撂荒地出现在30-40 cm土层。这可能和土壤黏化淀积层分布差异有关, 农耕地受人为影响较大, 化肥的施用增加了土壤中可以被优先淋洗的低价态离子, 降雨后土壤水分显著高于撂荒地, 这些因素结合在一起使农耕地的黏化淀积层比天然的撂荒地深, 而撂荒地黏化淀积层的存在, 阻碍了水分的入渗速度, 同时也影响了水分在土层中的运移方向和含量。有研究表明, 撂荒地黏化淀积层中中壤和重壤居多, 较为紧实, 降雨后, 雨水沿着土壤孔隙在重力作用下垂直入渗, 到达该层时水分很难入渗, 发生侧向流动, 导致水分在其上层聚集, 形成壤中流^[29-31]。

目前来说我们的观测时间相对较短, 而以上分析需要多年降雨及土壤水分等数据予以支撑。通过上述分析可结合天气预报, 预测未来不同强度降雨下土壤水分变化情况, 从而提供准确的农业气象服务, 为黄土高原丘陵沟壑区缓解干旱提供重要理论依据。

4.2 结论

通过分析黄土丘陵区农耕地和撂荒地土壤含水量对不同强度降雨的响应特征, 得出以下结论：

(1) 不同强度降雨下, 小雨、中雨、大雨和暴雨对土壤水分的影响深度分别为20、20、60 cm和60 cm, 土壤水分受小雨的补给十分有限。

(2) 不同土地覆被方式下, 除0-10 cm土层外, 农耕地土壤含水量均大于撂荒地；大雨条件下降雨前0-10 cm土层土壤含水量农耕地远大于撂荒地；大雨条件下农耕地各土层土壤含水量变化都比较明显, 而撂荒地仅0-10、10-20 cm和20-30 cm土层土壤含水量产生了波动。

(3) 不同土层深度下, 降雨对各土层土壤水分的影响差异显著, 随着土层深度的增加, 降雨的补充作用减弱；农耕地土壤平均含水量最大值出现在50-60 cm土层, 而撂荒地出现在30-40 cm土层。