黃亞楠，林國偉，李 志

(西北農(nóng)林科技大學資源環(huán)境學院，陜西 楊凌 712100)

黃土高原是全球黃土分布面積最廣、土層最厚、構造最為復雜的高地，也是世界上水土流失最為嚴重的地區(qū)之一。近50年多來，我國開展了一系列黃土高原水土保持工作，如實施退耕還林還草工程，這一決策經(jīng)過多年發(fā)展已取得了可觀的生態(tài)、社會和經(jīng)濟三位一體效益[1-2]。此項工程雖有效地遏制水土流失和保持土壤養(yǎng)分等[3-5]，卻同時導致了區(qū)域水文變化，如土壤干層加劇和徑流減少等現(xiàn)象[6]，逐步威脅到當?shù)氐目沙掷m(xù)發(fā)展[7]。因此，分析退耕還林還草的水文效應成為當前的研究熱點。

地下水是黃土高原的重要水源，近年來地下水位呈持續(xù)下降的趨勢[8]。但地下水減少與土地利用變化的關系一直不明確，一個重要的原因是深厚的黃土層(50～150 m)產(chǎn)生的巨大儲水結構，導致地下水文過程極其復雜，因此傳統(tǒng)的土壤水分和地下水位監(jiān)測技術難以直接表征降水與地下水之間的聯(lián)系[9]。運用適合的方法研究土壤水分運移過程及其影響因素，對理解水文變化和指導土地規(guī)劃與生態(tài)建設等具有重要的意義。

深厚的黃土層中，土壤水分是降水轉化為地下水的中間紐帶，而土地利用變化可以通過改變土壤水分平衡影響降雨對地下水的補給過程，還能通過破壞土壤優(yōu)先通道，影響優(yōu)先流的發(fā)生，進而引起區(qū)域地下水補給的變化。因此，借助新方法分析土壤水分運動機制，有助于研究地下水與土地利用的關系。Cl-是分析土壤水分運移及降雨入滲率等方面的重要環(huán)境示蹤劑[10]。1969年Eriksson首次提出氯離子質量平衡法(Chloride mass balance method，CMB)[11]，即根據(jù)降水輸入的Cl-濃度和降雨量與土壤水分中Cl-濃度的比值推求地下水補給量，此法被認為是評估干旱半干旱區(qū)地下水補給量最有效的辦法之一[12]，目前在國內(nèi)外已得到廣泛運用[13-17]。我國西北干旱半干旱地區(qū)，具有特殊的地質地理和氣候的天然優(yōu)勢，受人類活動影響較為單一，加之深厚的黃土層可以保留長時間序列信息。因此，可以用CMB法對地下水補給進行廣泛而深入的研究[18]。

本文以典型的退耕還林還草工程實施區(qū)域白草塬為研究對象，基于土壤水分和氯離子含量探究塬區(qū)農(nóng)田、杏林地、杏林與檸條或苜蓿的間作地4種不同利用方式土壤水分運動過程，并深入剖析土地利用變化對地下水補給的影響，從而為退耕還林背景下的黃土高原地下水資源管理提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于黃土高原西部甘肅省會寧縣白草塬(36°11′～36°13′N, 105°04′～105°06′E)，屬東南季風氣候西北部邊緣區(qū)，年均降水量270 mm，年均氣溫6.4℃，年均日照時數(shù)2 613 h，年均輻射量5.79×105J·cm-2，有效積溫2 920.5 ℃。海拔在1 600～1 700 m，地勢由東南向西北傾斜，主要由河流和梁峁頂面殘塬切割而成，塬邊為“V”型深谷。塬面土層深厚，第三紀巖泥床被第四紀黃土覆蓋，第四紀黃土在垂直方向上(從上至下)依次為滲透性較強的馬蘭黃土、含水性能較好的離石黃土和持水性差的午城黃土。該區(qū)土壤類型為沙壤土和黃綿土[19-20]，其中以粉砂土含量居多(粉砂土含量占比達60%以上)，土壤容重為1.05～2.5 g·cm-3[21]，田間持水量為21%，凋萎濕度4%[22]。

黃土塬區(qū)周圍的溝谷深切到基巖以下，使塬區(qū)形成了獨立水文質地單元結構，減少了潛水層側向以及頂托補給塬區(qū)地下水的可能性，使降水成為了主要補給來源[23]。由于塬面水資源短缺，氣候干旱，土地利用方式以人工栽培植物(春麥、玉米、豆類和馬鈴薯等經(jīng)濟作物)為主，天然植被種類較少，只有在塬邊地段和梁峁上部有殘存長芒草等分布。自1999年退耕還林還草工程實施后，大量農(nóng)地轉換為杏樹林及杏樹與其他灌木或草的間作地[24]。

1.2 試驗設計

2015年7月在白草塬面上選擇農(nóng)地、杏林地、杏林‖檸條地及杏林‖苜蓿地4種土地利用方式開展試驗。其中，杏林‖檸條地和杏林‖苜蓿地選擇位于相鄰4棵杏樹中心(株行距3.5 m×4.0 m)、生長密度均勻的間作區(qū)作為采樣點。經(jīng)調查，選取的樣地均無灌溉，完全依靠天然降水，加之黃土塬區(qū)具有黃土分布面積廣、土質均一等特點，故本文選取的利用方式具有典型代表性，其土壤水分狀況及其所攜帶的水化學信息可以反映農(nóng)地轉變?yōu)槠渌愋秃笸寥浪奶卣?，各采樣點的具體情況如表1所示。

表1 采樣點概況

注：表內(nèi)土地利用方式統(tǒng)一采用中文首字母，下同。

Note：These land use types are unified in Chinese initials in the table, the same below.

1.3 測定項目和方法

為探討土地利用變化對地下水補給的影響，從定性和定量兩個角度對所得數(shù)據(jù)統(tǒng)計和分析。首先，通過土壤儲水量、水分虧缺量和干燥化程度等土壤水分指標定性探討土地利用變化對土壤水分運動的影響；其次，使用氯離子質量平衡法量化地下水補給量，并進一步分析其對土地利用變化的可能響應。

1.3.1 土壤水分指標的測定與計算 采用人工鉆孔的方法在上述樣點取0～10 m土層范圍內(nèi)土樣，每隔0.2 m采集1個土樣，剔除鉆頭上部1/3的土壤，剩余土樣一部分裝于鋁盒，于105℃恒溫條件下連續(xù)烘干12 h，測定并計算各層土壤質量含水量，另一部分用聚乙烯塑料瓶密封后帶回實驗室低溫保存，用于其他項目測定。土壤水分計算公式如下：

SM=(a-b)/b×100%

(1)

式中，SM為土壤質量含水量(%)；a為土壤鮮重(g)；b為土壤干重(g)。

用土壤儲水量(SWS)、水分虧缺量(WD)和土壤干燥化指數(shù)(SDI)3個指標來分析不同土地利用方式對土壤水分的影響，其計算公式如下[25]：

SWS=SM×SBD×h

(2)

WD=(WF×SBD×h)-SWS

(3)

(4)

式中，SWS、WD分別為土壤儲水量、水分虧缺量(mm)；SBD為土壤容重(g·cm-3)；h為土層深度(mm)；WF、WM、SSM、SDI分別為田間持水量、凋萎濕度、土壤穩(wěn)定濕度(即凋萎濕度與田間持水量的算術平均值)、土壤干燥化指數(shù)(%)。其中，SDI可準確定量描述研究區(qū)土壤干燥化強度和干旱脅迫程度，依據(jù)SDI值的大小，將土壤干燥化強度劃分為4級[4,26]：(1)若SDI≥100%，為無干燥化；(2)若70%≤SDI<100%，為輕度干燥化；(3)若40%≤SDI<70%，為中度干燥化；(4)若SDI<40%，為重度干燥化。

1.3.2 氯離子質量平衡法 土壤氯離子濃度的測定：取5 g干土樣加入25 g超純水(18.25 Ω·cm，25℃)充分攪拌，在恒溫振蕩機震蕩60 min(180 r·min-1)，隨后用低速離心機離心15 min(4 000 r·min-1)，將所得上清液過0.22 μm濾膜后，用離子色譜儀( ICS1100 )測定上清液中Cl-濃度。

氯離子質量平衡法遵循以下假設才能使用[27]：(1) 大氣輸入是Cl-的唯一來源；(2) Cl-在循環(huán)過程中表現(xiàn)穩(wěn)定，不參與其它地球化學反應；(3) 土壤水分運移遵循一維垂直活塞流模式。本文選取的樣地屬雨養(yǎng)農(nóng)業(yè)區(qū)，無灌溉歷史，降水入滲是該區(qū)地下水補給的唯一來源。前期的研究結果表明地下水補給可能存在雙組份模式的補給[28-29]，即優(yōu)先流和活塞流，但優(yōu)先流僅發(fā)生在某些特殊的地區(qū)，而活塞流是普遍存在的。為此本研究假定土壤剖面降雨垂直入滲為活塞向下運動，則該區(qū)地下水的補給量為[30]：

1.3.3 數(shù)據(jù)處理 試驗數(shù)據(jù)采用Microsoft Excel 2016統(tǒng)計軟件處理，應用OriginPro 2016軟件繪制圖形。

2 結果與分析

2.1 土壤水分剖面特征

圖1為4種利用方式下0～10 m土層土壤水分垂直分布剖面。0～2 m土壤水分受地表蒸發(fā)和降雨強度影響，波動性較大，無明顯規(guī)律；2～5 m土地利用變化對土壤水分的影響隨深度增加逐漸加強，4個樣地土壤水分逐漸減少，其中杏林‖檸條地、杏林‖苜蓿地含水量基本接近萎蔫濕度(4%)；>5 m土壤水分隨深度加深均有增加趨勢。可見，0～5 m受土地利用方式影響劇烈；5～10 m土地利用變化的影響相對和緩，水分有所恢復。需要注意的是，與農(nóng)地相比，盡管其他3個樣地的土壤水分均為5 m以下開始恢復，杏林地和杏林‖檸條地分別在9 m和7 m以下恢復到農(nóng)地水平，而杏林‖苜蓿地恢復深度達到10 m或更深處，說明土地利用方式對土壤水分的影響深度不同。

圖1 不同土地利用方式下土壤質量含水率Fig.1 Water content under different land use types

4個樣地0～10 m平均土壤水分為農(nóng)地>杏林>杏林‖檸條地>杏林‖苜蓿地，含量分別為10.3%、8.5%、7.8%和5.4% (表2)。整體而言，4個樣地的土壤水分條件較差。0～5 m農(nóng)地、杏林地、杏林‖檸條地和杏林‖苜蓿地土壤儲水量分別為614、518、333 mm和336 mm，占田間持水量的24.4%～45.0%；盡管5～10 m土壤儲水量略高于0～5 m，介于342～675 mm，但占田間持水量的比例最高僅53.5%。4個樣地在0～5 m土壤水分虧缺嚴重，虧缺量達751～1 032 mm，其中農(nóng)地和杏林地出現(xiàn)中度干燥化現(xiàn)象，而2種間作地為重度干燥化；隨深度的增加，>5 m的土壤水分虧缺量有所降低，除杏林地和杏林‖苜蓿地分別出現(xiàn)中度和重度干燥化外，其他2個樣地屬輕度干燥化。

為深入分析農(nóng)地轉變?yōu)榘訕涞睦梅绞胶髮ν寥浪衷斐傻挠绊?，進一步量化了利用方式與土壤水分之間的響應關系(表 2)。與農(nóng)地相比，杏林地、杏林‖檸條地和杏林‖苜蓿地0～5 m儲水量分別減少96、281 mm和278 mm，平均減少量218 mm；5～10 m儲水量較農(nóng)地分別減少133、49 mm和333 mm，平均減少量171 mm。此外，杏林地與2種間作地0～10 m土壤儲水量也有明顯差別，分別減少了91 mm和384 mm。由此可見，土地利用變化可以顯著影響土壤水分含量，農(nóng)地轉為其他利用方式后，各層土壤水分減少明顯，水分虧缺嚴重，并出現(xiàn)不同程度的干燥化現(xiàn)象；尤其是杏林‖檸條地和杏林‖苜蓿地已接近或達到萎蔫濕度，形成了明顯的、深厚的土壤干層。

2.2 土壤水分的深層滲漏量

由圖2可知，各樣地氯離子垂直分布相似，2.4 m以上剖面土壤水分Cl-濃度遠大于下層，深層土壤水分Cl-濃度趨于穩(wěn)定。土壤水分Cl-濃度曲線峰值的寬度范圍與擴散的影響程度成正比，波峰越寬則擴散作用越強烈[31]。各利用方式下土壤水分Cl-濃度峰值均出現(xiàn)在0～2.4 m剖面，表明土壤水分在近地表層受降雨入滲、地表蒸發(fā)和植物蒸騰等作用比較強烈[32]；2.4～5 m土壤水分Cl-濃度值隨深度增加趨于一致；5.8～10 m土壤水分Cl-濃度隨深度增加基本穩(wěn)定。不同利用方式穩(wěn)定層土壤水分Cl-平均濃度表現(xiàn)為杏林地>杏林‖檸條地>農(nóng)地>杏林‖苜蓿地，數(shù)值分別為49.0、32.5、31.6 mg·L-1和23.5 mg·L-1。

深剖面Cl-濃度變化是評價降雨入滲過程的重要依據(jù)，也能揭示地下水補給率等重要信息[33]。為探究土地利用變化對深層土壤水分運動的影響，結合對土壤質量含水量特征的分析，選用5.8 m作為地下水被以穩(wěn)態(tài)流補給的臨界深度。通過氯離子質量平衡法計算地下水補給率，農(nóng)地、杏林地、杏林‖檸條地和杏林‖苜蓿地(表3)分別為8.8、6.2、14.2 mm·a-1和13.6 mm·a-1，平均值為10.7 mm·a-1，4個樣地補給量分別占比年均降雨量3.2%、2.3%、5.3%和5.0%，平均值為4.0%。

3 結論與討論

植被和氣候共同作用導致土壤水分虧缺，進而影響區(qū)域水循環(huán)。人工林地因根系發(fā)達通常耗水量大，隨深度的增加，根系的影響逐漸減弱，深層土壤水分有所恢復，但恢復程度因土地利用方式不同也有差異。本研究中農(nóng)地土壤水分為10.3%，水分虧缺量較??；而轉化為包含杏樹的利用方式后，0～5 m剖面包含杏樹的樣地植被根系生長旺盛，對周圍水分吸取強度大，因此水分虧缺量比農(nóng)地高218.3±106.0 mm，變化程度遠比地處半濕潤區(qū)的洛川塬區(qū)[34]和長武塬區(qū)[35]嚴重的多;5～10 m剖面根系作用隨深度逐漸減弱，土壤水分有所恢復，其中杏樹林和杏樹‖檸條地分別在9 m和7 m恢復到農(nóng)地水平，但杏樹‖苜蓿地屬雙高耗水植被[36]，因根系吸水強度過大，深層土壤水分較難恢復?？梢?，土地利用方式對區(qū)域水資源的可持續(xù)利用有十分重要的影響。

表2 各樣地不同土層土壤水分狀況

圖2 不同土地利用方式下土壤水分Cl-濃度Fig.2 Chloride concentration of soil water under different land use types

表3 包氣帶剖面數(shù)據(jù)

白草塬地處西北旱區(qū)，年均降雨量僅為270 mm，而年蒸發(fā)量是降雨量的6.5倍，干旱的氣候除了限制地區(qū)性水資源狀況，還會導致土壤強烈持續(xù)性干燥化，并形成干層[37]。研究中除農(nóng)地外，包含杏樹的利用方式在0～10 m均出現(xiàn)中度及以上程度的干燥化現(xiàn)象，尤其是包含杏樹的2種間作地在0～5 m出現(xiàn)重度干燥化。從根系研究和土壤水分傳導的性質可以判斷，此種干燥化的形成是植物根系吸水造成的。但需要注意的是，由于該區(qū)降雨遠小于植被需水量，產(chǎn)流率低，蒸發(fā)作用強烈，“土壤水庫”的調節(jié)能力因水分含量降低而減弱[37]。地區(qū)性水量負平衡除了與長期的根系耗水作用有關，還與當?shù)貧夂驐l件緊密相關，兩者共同作用加劇了該區(qū)土壤干層的形成。

吸力下滲和重力下滲[37-38]是黃土塬區(qū)土壤水分下滲的兩種主要機制。由表2可知，白草塬土壤水分上干下濕，故不存在吸力下滲；該區(qū)年降雨量遠小于年蒸發(fā)量，難以補足土壤水分虧缺量，重力下滲會非常困難。對于干旱的白草塬而言，點位尺度上的土壤水分和氯離子剖面都顯示了活塞流的運動機制，因此，如果這是地下水補給的主要方式，將導致地下水補給非常困難。一方面，4種利用方式下平均水分虧缺量為1 623 mm，相對于270 mm的年均降水量，即使降雨全部入滲也難以補足水分虧缺量(干旱氣候區(qū)強烈的蒸發(fā)作用使降雨全部入滲的可能性為零)；另一方面，塬區(qū)年均地下水補給量為6.2～14.2 mm·a-1，僅占年均降水量的2.3%～5.3%。由于包氣帶厚度為0～350 m，可以計算出降雨入滲到地下水最長需要5 645 a。黃土高原其他地區(qū)的補給研究顯示，半濕潤區(qū)的洛川塬[27]年均補給量36～67 mm·a-1，占年均降雨的5.8%～10.8%，與半干旱區(qū)的固原(年均補給量為55～100 mm·a-1)相近[39]，降雨入滲到達地下水需133～316 a，從時間尺度上看遠小于干旱區(qū)的白草塬入滲時間。

盡管不同利用方式下地下水補給量不同，但這并不只是由土地利用變化導致的。由于包氣帶淺層土壤水分輸送距離較長，運移速度緩慢，使土壤水分運移具有一定的滯后效應[40]。因此，農(nóng)地轉變?yōu)樾訕溟g作檸條或苜蓿的利用方式后對降雨入滲的影響可能還未到達地下水層，如果持續(xù)該種土地利用方式的轉變，未來必將嚴重威脅地下水的安全。目前，該區(qū)已經(jīng)存在嚴重的水資源短缺問題，水源主要靠外來引入，如果不注重土地利用變化的影響，未來的水資源將面臨更嚴峻的挑戰(zhàn)。因此，對于氣候干旱的白草塬，如何兼顧生態(tài)環(huán)境與水資源的可持續(xù)利用，需要進一步研究。