馬建業(yè),李占斌,*,馬 波,李朝棟,肖俊波,張樂濤

1 西北農(nóng)林科技大學(xué)水土保持研究所,黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,楊凌 712100 2 廣西壯族自治區(qū)水利水電勘察設(shè)計(jì)研究院,南寧 530000 3 河南大學(xué)環(huán)境與規(guī)劃學(xué)院,開封 475004

黃土高原地區(qū)生態(tài)環(huán)境脆弱,水土流失嚴(yán)重,水資源匱乏。降水作為該地區(qū)主要的輸入水源,其是如何穿過深厚的黃土包氣帶補(bǔ)給地下水是學(xué)者們長期以來所關(guān)心的問題[1],深入揭示黃土中水分運(yùn)移機(jī)制對于研究降水入滲補(bǔ)給地下水過程以及評(píng)價(jià)土壤水庫的穩(wěn)定性至關(guān)重要。近年來,隨著大面積的退耕還林(草)措施以及淤地壩建設(shè)的實(shí)施,導(dǎo)致流域下墊面條件發(fā)生了較大的變化,對流域水循環(huán)過程也產(chǎn)生了深刻影響[2]。如徐飛等[3]發(fā)現(xiàn)下墊面會(huì)通過改變蒸發(fā)和入滲方式影響山區(qū)水文循環(huán)。夏軍等[4]則研究了下墊面特征對流域產(chǎn)匯流的影響。環(huán)境同位素作為有效的天然示蹤劑,能夠有效地識(shí)別和反映流域不同水體特征,識(shí)別土壤的入滲、蒸發(fā)、蒸騰等一些其他技術(shù)獲取較為困難水文過程信息,因而在研究土壤水分運(yùn)移過程方面具有較大的優(yōu)勢,也是研究流域水循環(huán)的重要手段[5]。如Liu等[6]研究發(fā)現(xiàn)降水在土壤中的入滲補(bǔ)給深度不會(huì)超過2—3 m。Song等[7]利用氫氧同位素對太行山典型的降水-土壤水-地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系進(jìn)行了研究。但目前多集中于土壤水分來源以及與其他水體轉(zhuǎn)化的定性分析。地形地貌條件作為影響土壤水分運(yùn)移的重要因素之一,在小流域尺度以溝緣線為界,可將坡面分為梁峁坡和溝坡地[8],溝坡地具有水分條件較好,多松散碎屑物,水土流失強(qiáng)度較大等特點(diǎn)[9-10],這一區(qū)域的土壤水分可獲得性被認(rèn)為是制約植被生存與生長的關(guān)鍵因子[10],也是土壤侵蝕需要重點(diǎn)治理的區(qū)域,有利于從徑流的形成區(qū)對流域侵蝕進(jìn)行控制[11],但目前有關(guān)土壤水分研究主要集中在梁峁坡,而對溝坡土壤水分循環(huán)的研究較少。因此,為深入了解不同下墊面植被類型對溝坡土壤水分循環(huán)特征影響,本研究以黃土丘陵區(qū)紙坊溝小流域的刺槐林和草地為研究對象,基于氫氧同位素示蹤技術(shù),對0—100 cm土壤水的運(yùn)移過程、水分來源以及對地下水的補(bǔ)給比例方面進(jìn)行定量估算,揭示草地和刺槐林對土壤水分運(yùn)移的影響,可為溝坡地生態(tài)修復(fù)措施的選擇以及評(píng)價(jià)提供參考依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

紙坊溝流域(36°43′—36°46′ N,109°14′—109°16′ E)位于陜西省安塞縣境內(nèi),是延河支流杏子河下游的一級(jí)支溝,流域面積8.27 km2,呈南北向狹長形,平均海拔在1041—1425 m,屬暖溫帶半干旱季風(fēng)氣候區(qū),年均氣溫8.8 ℃,年日總時(shí)數(shù)為2145 h,年輻射總量為493 kJ/cm2,年均蒸發(fā)量1463 mm,年均降水量549.1 mm,降水年際變化大且年內(nèi)分配不均,7—9 月份的降水量占全年降水量的61.1%。主要土壤類型為黃綿土,地帶性土壤為黑壚土。潛水含水層主要為第四系沖積層潛水和淺層風(fēng)化殼裂隙水[11]。地形破碎,溝壑密度為8.07 km/km2,先后經(jīng)歷了植被嚴(yán)重破壞期、繼續(xù)破壞期、不穩(wěn)定期、穩(wěn)定恢復(fù)改善期和良性生態(tài)初步形成期,下墊面主要植被類型發(fā)生了較大的變化,影響了流域水循環(huán)過程[12]。

1.2 樣品采集

本研究選擇紙坊溝流域溝坡主要下墊面植被類型刺槐林和草地為研究對象[12],分別選擇刺槐林地和草地各2塊,刺槐林地樣地編號(hào)分別為B—1,B—2,草地樣地編號(hào)分別為G—1,G—2,樣地面積均設(shè)定為100 m2,具體信息詳見表1。分別于2016年6月至11月對樣地0—100 cm的土壤樣品以及樣地附近的降水、地表水、地下水樣品進(jìn)行采集,采樣周期為30 d,若遇著連續(xù)降雨,則進(jìn)行區(qū)間加測。

具體為在每個(gè)樣地各布設(shè)1個(gè)J 16022型雨量筒用來收集降水樣品。布設(shè)前,向雨量筒內(nèi)雨水收集器中加入適量液體石蠟油防止水分蒸發(fā),采樣時(shí)使用15 mL一次性注射器抽取石蠟油層以下的降水[13],共需布設(shè)4個(gè)雨量筒。地表水分別于樣地下部鄰近的溝道內(nèi)采集,采集時(shí)將樣品瓶伸入水面以下30 cm處,以防止水面蒸發(fā)分餾的影響,由于B—1樣地和B—2樣地位于溝道同一斷面,因此共布設(shè)3個(gè)地表水采樣點(diǎn)。且該流域只有溝口存在居民飲用水井,井深約為13 m,為地下潛水,因此地下水樣品于溝口進(jìn)行采集,取樣時(shí)先用水桶將地下水提升至地面,于陰涼處迅速取樣,取樣方法與地表水一致,共布設(shè)1個(gè)采樣點(diǎn)。上述水樣每次采集均做2次重復(fù),采集的水樣盛裝于15 mL棕色玻璃試劑瓶中,擰緊瓶蓋并用封口膜密封,以防止水分蒸發(fā)損失,采樣點(diǎn)布設(shè)見圖1。在研究時(shí)段內(nèi)共采集降水樣品48個(gè),地表水樣品36個(gè),地下水樣品12個(gè)。

在4個(gè)樣地坡面上,使用土鉆在坡中位置選擇2個(gè)采樣點(diǎn),分別采集0—5,5—10,10—15,15—20,20—40,40—60,60—80,80—100 cm共8個(gè)土層的土樣,分析時(shí)以每個(gè)土層范圍的平均深度為標(biāo)準(zhǔn),即2.5,7.5,12.5,17.5,30,50,70,90 cm。采集的土壤樣品盛裝于20 mL棕色玻璃試劑瓶中,密封并冷藏,防止蒸餾作用對土壤水氫氧同位素組成造成影響。在研究時(shí)段內(nèi)共采集刺槐林土壤樣270個(gè),荒草地土壤樣品265個(gè)。

表1 樣地基本信息

圖1 研究區(qū)位置及采樣點(diǎn)分布Fig.1 Study area location and sampling point distribution

1.3 數(shù)據(jù)處理

(1)土壤水抽提。將采集到的土壤樣品帶回西安理工大學(xué)水資源研究所實(shí)驗(yàn)室,使用LI- 2000液態(tài)水真空抽提系統(tǒng)(LICA,China)進(jìn)行土壤水抽提。

(2)氫氧同位素測定。水樣的氫氧同位素測定在西安理工大學(xué)同位素分析實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。使用液態(tài)水同位素分析儀(DLT—100,LGR公司,美國)測定水樣樣品的氫氧同位素。δD和δ18O同位素比值是通過相對于維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水(VSMOW)的千分率(‰)計(jì)算,其精度分別為0.5‰和0.15‰。公式為：

(1)

式中,Rsample為水樣中D/H或18O/16O的比率,而RVSMOW為VSMOW標(biāo)準(zhǔn)水樣D/H或18O/16O的比率。通過不同水源同位素的對比,應(yīng)用二端元混合模型,可知水體的水分來源比例[14-15]：

C(VA+VB)=AVA+BVB

(2)

(3)

式中,A：降水氫氧同位素值/‰；B：地表水/地下水氫氧同位素值/‰；C：土壤水氫氧同位素值/‰；x：地表水/地下水所占比例/%；1-x：降水所占比例/%。

(3)試驗(yàn)數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)分析。數(shù)據(jù)分析采用Excel完成,顯著性分析由SPSS20.0完成,所有圖表均運(yùn)用Excel2010和AutoCAD2007完成。

2 結(jié)果與分析

2.1 流域不同水體氫氧同位素統(tǒng)計(jì)特征

由于水體來源以及經(jīng)受的蒸發(fā)分餾程度不同,致使各水體的氫氧同位素存在差異,對流域不同水體氫氧同位素濃度進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析,如表2所示。紙坊溝流域不同水體的δD和δ18O基本符合降水>刺槐林地土壤水>草地土壤水>地表水>地下水,降水的同位素最富集,變異系數(shù)均值最高(0.42),地下水同位素最貧化,變異系數(shù)均值較低(0.06),這與趙賓華等[5]在王茂溝得到的結(jié)果一致。刺槐林地和草地土壤水變異系數(shù)相差較小,分別為0.16和0.18。但各水體的氫氧同位素在統(tǒng)計(jì)學(xué)上差異均不顯著(P>0.05),可能是由于各水體之間連通性較好,存在相互轉(zhuǎn)化引起的。標(biāo)準(zhǔn)差反映了氫氧同位素值的離散程度,降水的同位素離散程度最高,可能是因?yàn)檠芯繀^(qū)地處西北內(nèi)陸干旱區(qū),雨季溫度較高,降水在降落過程中受蒸發(fā)的影響,重同位素逐漸富集,且易受季風(fēng)氣候的影響,致使降水同位素的最為富集且變異性以及離散程度較高[16]。而地下水由于不止受到雨季降水的補(bǔ)給,還受到地表水和冬季同位素較為貧化的降雪的補(bǔ)給,且黃土高原地區(qū)地下水埋藏較深,

表2 不同水體氫氧同位素特征

蒸發(fā)分餾作用對其影響較小,導(dǎo)致地下水同位素整體呈貧化現(xiàn)象[17]。而刺槐林地土壤水氫氧同位素較草地富集,可能是由于刺槐具有較大的冠幅,在降雨過程中存在二次截留現(xiàn)象,延長了降水補(bǔ)給土壤水的過程,增大了蒸發(fā)分餾作用,致使林地土壤水同位素較為富集。

2.2 流域不同水體氫氧同位素關(guān)系

圖2為不同水體的氫氧同位素關(guān)系圖。由圖可知,研究時(shí)段內(nèi)的降水線方程為δD=7.65δ18O+6.77(R2=0.98),斜率和截距均小于全球大氣降水線(δD=8.0δ18O+10),主要由于水汽從沿海向內(nèi)陸傳輸過程中的二次分餾以及內(nèi)陸水汽的補(bǔ)給所致。草地土壤水蒸發(fā)線方程為δD=6.96δ18O-3.41(R2=0.81),刺槐林地蒸發(fā)線方程為δD=5.10δ18O-18.62(R2=0.81),土壤水的斜率和截距均小于降水線,說明降水是土壤水的主要補(bǔ)給來源,且在降水補(bǔ)給土壤水之前經(jīng)歷了較強(qiáng)的非平衡蒸發(fā)作用[18],刺槐林地的斜率和截距小于草地,表明刺槐林地土壤水經(jīng)受的蒸發(fā)作用較草地更強(qiáng),且草地土壤水更多來自降水補(bǔ)充,刺槐林地接受前期土壤水補(bǔ)給的比例較大[19]。且刺槐林地和草地蒸發(fā)線在地下水和地表水所在區(qū)域附近相交,說明地表水、地下水和土壤水存在相互補(bǔ)給的可能。

圖2 不同水體δD和δ18O關(guān)系Fig.2 The relationship between δD and delta δ18O in different water bodies

2.3 不同植被條件下土壤水分運(yùn)移

土壤水氫氧同位素貧化峰值的運(yùn)移對降水在土壤中的入滲過程具有較好的指示作用。本研究分別于7月27日、8月1日、8月6日對刺槐林地和草地的土壤水氫氧同位素進(jìn)行了監(jiān)測,不同時(shí)間段土壤水氫氧同位素隨土層深度的變化特征如圖3所示。表3為監(jiān)測間隔期間的降水量,降雨形式均為短陣型暴雨。G—1樣地中,7月27日的δ18O貧化峰值出現(xiàn)在7.5 cm處,8月1日和8月6日的貧化峰值出現(xiàn)在17.5 cm處,水分入滲速率為2 cm/d。G—2樣地中,7月27日、8月1日、8月6日δ18O貧化峰值分別出現(xiàn)在7.5 cm、17.5 cm、35 cm處,入滲速率分別為2 cm/d和3.5 cm/d。B—1樣地中,7月27日的δ18O貧化峰值出現(xiàn)在12.5 cm處,8月1日和8月6日的貧化峰值出現(xiàn)在17.5 cm處,水分入滲速率為1 cm/d。B—2樣地中,7月27日、8月1日、8月6日δ18O貧化峰值分別出現(xiàn)在7.5 cm、17.5 cm、35 cm處,入滲速率分別為2 cm/d和3.5 cm/d。綜上,在短陣型暴雨條件下,草地土壤水分入滲速率較林地高1 cm/d,且入滲主要發(fā)生在0—50 cm土層。一方面可能是因?yàn)楣趯拥慕亓糇饔?使得落到林地土壤表面的降水強(qiáng)度和降水量偏低,而土壤水分入滲速率與降雨強(qiáng)度具有較強(qiáng)的相關(guān)性[20],導(dǎo)致刺槐林地土壤水分入滲速率偏低。而草地由于地表植被蓋度較大,對地表徑流的阻滯作用較強(qiáng),使得更多的水分入滲到土壤中,增大了水分入滲速率。另一方面,耿韌等[21]在紙坊溝流域的研究結(jié)果表明刺槐林表層土壤孔隙度為51.83%,以鐵桿蒿和長茅草為主要群落的草地土壤孔隙度分別為56.05%和55.85%,較刺槐林地偏高。且實(shí)地調(diào)查發(fā)現(xiàn)溝坡部位土層深厚的區(qū)域多以刺槐林為主,而草地一般位于土層較薄,且下部多碎石坡面,進(jìn)一步說明了草地坡面土壤孔隙結(jié)構(gòu)較好,有利于土壤水分入滲。但由于監(jiān)測時(shí)段內(nèi)的降雨主要為短陣性暴雨,大部分以地表徑流的形式匯入到溝道流失,少部分水分入滲至土壤中,消減了土壤水分入滲速率的差異。

表3 觀測期降水量

圖3 8月份土壤水分運(yùn)移過程Fig.3 Soil water transport in August 圖中B為刺槐林地(Black locust forest),C為草地樣地(Grassland)

2.4 不同植被類型下土壤水分循環(huán)特征

降水降落到地面進(jìn)入土壤以后,除部分供給植物正常生命活動(dòng)和蒸發(fā)消耗外,其余部分會(huì)繼續(xù)以活塞流和優(yōu)先流的形式向深層入滲,補(bǔ)給深層土壤水和地下水。而在干旱時(shí)節(jié),表層土壤水分虧缺,地下水和深層土壤水會(huì)以水或汽的形式沿毛細(xì)帶向上層運(yùn)移補(bǔ)充表層土壤水,以保證植物的正常生長。然而土壤水-地下水之間的轉(zhuǎn)化并不是普遍存在的,本研究分別挑選發(fā)生土壤水對地下水補(bǔ)給的事件以及地下水補(bǔ)給土壤水的事件,統(tǒng)計(jì)各事件的不同水體氫氧同位素均值,用于探究土壤水與地下水之間的相互轉(zhuǎn)化比例。表3為降水和地下水對0—100 cm土層土壤水的補(bǔ)給比例。由表可知,B—1樣地中,降水和地下水對0—100 cm土壤水的補(bǔ)給比例分別為44.87%和55.13%,B—2樣地中,補(bǔ)給比例分別為33.20%和66.80%,G—1樣地中,降水和地下水對土壤水的補(bǔ)給比例分別為50.04%和49.96%,G—2樣地的補(bǔ)給比例分別為68.20%和31.80%。綜上,刺槐林地0—100 cm土壤水中約有39.03%來自于降水,60.97%來自于地下水補(bǔ)給,草地土壤水中降水和地下水的補(bǔ)給比例分別為59.12%和40.88%,這與圖2得到草地土壤水主要受降水補(bǔ)給,林地土壤水中前期土壤水所占比例較高的結(jié)論一致。表4為不同植被類型下土壤水對地下水的補(bǔ)給比例,由表可知,只在B—1和G—1樣地中估算得到了土壤水補(bǔ)給地下水的比例,分別為51.12%和51.64%,而在B—2和G—2樣地中未估算得到土壤水對地下水發(fā)了生補(bǔ)給,說明短期內(nèi)土壤水對地下水的補(bǔ)給并不是普遍存在的,可能與土壤內(nèi)部結(jié)構(gòu)以及地質(zhì)條件相關(guān)。綜上,草地土壤水對地下水的補(bǔ)給比例較刺槐林地高0.52%,差異較小。

表3 0—100 cm土層土壤水的水分來源比例估算

表4 0—100 cm土層土壤水對地下水的補(bǔ)給比例估算

3 討論

在黃土丘陵溝壑區(qū),溝坡是小流域尺度上水土流失最為活躍的部分,了解其水分特征對于溝坡地的綜合治理具有重要作用[11]。而不同的下墊面植被類型,會(huì)影響土壤水分入滲以及產(chǎn)匯流等水文過程[22-23],因此探究不同植被類型下土壤水分來源和去向?qū)τ谕寥浪畮旆€(wěn)定性評(píng)估以及生態(tài)修復(fù)植物類型的選擇具有重要指導(dǎo)作用[24]。本研究中,刺槐林地0—100 cm土壤水中降水所占的比例較草地低9.51%,一方面可能是因?yàn)椴荼局参锶郝淙狈^大冠層對降雨進(jìn)行截留,到達(dá)地面的降水量較大,使得更多的水分通過入滲的方式進(jìn)入土壤。同時(shí)草地土壤較好的土壤孔隙結(jié)構(gòu)和較大的入滲速率,水分能夠較快的入滲至下層土壤,降低蒸發(fā)損失,使得草地土壤水中降水的比例較刺槐林地偏大。黃土高原地區(qū)包氣帶深厚,地下水埋深較大,一般在20 m以下,地下水沿著土壤毛管孔隙上升補(bǔ)給0—100 cm土層土壤存在較大困難。然而本研究結(jié)果表明部分樣地存在地下水補(bǔ)給表層土壤水的可能,一方面可能是因?yàn)檠芯繕拥匚挥诹饔驕掀?土層較薄,且靠近溝道底部,地下水埋深較淺,存在地下水向上補(bǔ)給的可能。另一方面可能是因?yàn)楸狙芯恐械膶ν寥浪l(fā)生補(bǔ)給的地下水實(shí)質(zhì)上是深層土壤水,據(jù)程立平等[25]和Tan等[26]在黃土高原的研究結(jié)果分析發(fā)現(xiàn),在4 m以下的土壤剖面氫氧同位素較為接近于地下水,而端元模型是基于輸入單元與輸出單元的估算模型,未涉及到具體補(bǔ)給過程,可能造成信息誤差,為驗(yàn)證這一結(jié)果,本研究基于已有的研究數(shù)據(jù),以50—100 cm土層土壤水表征深層土壤水,以0—50 cm土層土壤水表征表層土壤水,對0—50 cm土層土壤水接受50—100 cm土層土壤水補(bǔ)給的比例進(jìn)行了估算,結(jié)果表明,0—50 cm土層土壤水中,50—100 cm土層土壤水補(bǔ)給所占比例為46.87%,較為接近地下水對0—100 cm土層土壤水補(bǔ)給的平均比例(50.93%),說明存在深層土壤水補(bǔ)給表層土壤水的可能,因此可推斷本研究中對0—100 cm土層發(fā)生補(bǔ)給的地下水本質(zhì)上為深層土壤水。本研究中刺槐林地深層土壤水對表層土壤水的補(bǔ)給比例較草地的比例高9.51%,可能是因?yàn)榇袒备捣植忌疃容^大,對20 cm以下的土壤水大量消耗,土水勢較強(qiáng),并且刺槐林所在區(qū)域土壤多為均質(zhì)黃土,土壤孔隙較小,且溝坡地下水位較高,下層土壤水分含量較高,在土水勢差的作用下,深層土壤水向上層運(yùn)移,加上植物根系對土壤水分的吸收,容易在深層出現(xiàn)土壤水分干層[27]。草地根系分布深度較淺,下層土壤含水率高,土壤孔隙較大,毛管孔隙力小,不利于深層土壤水分向上層運(yùn)移。

黃土高原地區(qū)地下水主要來源于降水入滲穿過包氣帶進(jìn)行土壤水深層運(yùn)移補(bǔ)給,但也可通過徑流匯聚在低洼處再在局部地區(qū)進(jìn)行地下水補(bǔ)給[28],這從另一方面驗(yàn)證了紙坊溝流域地下水可能來源于土壤水與地表水的共同補(bǔ)給這一假設(shè)。同時(shí)本研究發(fā)現(xiàn)草地土壤水對地下水補(bǔ)給比例較刺槐林地高0.52%,但差異較小。這可能與包氣帶土壤水分運(yùn)移及其地下水補(bǔ)給具有很強(qiáng)的尺度依賴性有關(guān)[29],在小流域尺度,主要受地形和地貌影響,而在區(qū)域尺度上,則受到植被覆蓋因素影響較大[30],可能B—1樣地和B—2樣地距離太近,地形地貌條件沒有明顯的差異,造成土壤水對地下水的補(bǔ)給比例差異較小。而由于刺槐等喬木樹種根系較為發(fā)達(dá),對深層土壤水分的利用強(qiáng)度較大,在干旱季節(jié)幾乎沒有水分能夠接受補(bǔ)給,而草地深層土壤水分利用較少,能夠發(fā)生深層運(yùn)移的可能,造成草地對地下水的補(bǔ)給較刺槐林地偏高。同時(shí)在B—2和G—2樣地未發(fā)現(xiàn)明顯的土壤水補(bǔ)給地下水的現(xiàn)象,可能與土壤內(nèi)部的孔隙通道有關(guān),程立平等[25]研究發(fā)現(xiàn)黃土孔隙和裂隙是黃土地下水貯存和運(yùn)移的主要場所,形體大、數(shù)量少、分布不均、連通性較好的裂隙和空洞則成為黃土中地下水的主導(dǎo)運(yùn)移通道。這些孔隙通道的形成條件不僅與植物的根系相關(guān),還受地質(zhì)地貌條件以及土壤內(nèi)部等多種因素的影響,并不是所有的孔隙通道均具有連通性,造成不同樣地對地下水的補(bǔ)給情況出現(xiàn)較大的差異。綜上可以發(fā)現(xiàn)溝坡地下墊面植被類型由草地轉(zhuǎn)為刺槐林的過程中,可能發(fā)生地下水補(bǔ)給減少的情況,但變幅較小。

4 結(jié)論

本研究基于氫氧同位素分析了紙坊溝流域溝坡地不同植被類型下0—100 cm土壤水的入滲速率、水分來源與去向等科學(xué)問題,得到以下結(jié)論：

(1)與草地相比,刺槐林地土壤水的氫氧同位素更為富集,受到的蒸發(fā)分餾作用更強(qiáng)。草地和刺槐林地土壤水蒸發(fā)線方程為：δD=6.96δ18O-3.41,δD=5.10δ18O-18.62。在短陣型暴雨條件下,草地土壤水分入滲速率較刺槐林地高1 cm/d,且入滲主要發(fā)生在0—50 cm土層。

(2)草地土壤水中以降水補(bǔ)給為主,所占比例為59.12%,刺槐林地中以深層土壤水補(bǔ)給為主,所占比例為60.97%,說明由草地轉(zhuǎn)為刺槐林地可能引起深層土壤的干層現(xiàn)象發(fā)生。地下水補(bǔ)給以溝坡地土壤水的垂向運(yùn)移為主要補(bǔ)給形式,草地土壤水對地下水的補(bǔ)給比例較刺槐林地高0.52%,無顯著差異。