陳明玉，邵明安，，5?，李同川，賈玉華，甘 淼

（1. 西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，陜西楊凌 712100；2. 中國(guó)科學(xué)院水利部水土保持研究所，陜西楊凌 712100；3. 沈陽農(nóng)業(yè)大學(xué)水利學(xué)院，沈陽 110866；4. 中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所，北京 100101；5. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院，北京 100190）

土壤水作為水資源的重要組成部分，其在水資源的形成、轉(zhuǎn)化以及消耗過程中發(fā)揮著重要作用；是維系土壤-植物-大氣連續(xù)體（SPAC）的重要環(huán)節(jié)，與農(nóng)業(yè)、水文和環(huán)境等學(xué)科聯(lián)系密切[1-3]。黃土高原地形破碎，溝壑縱橫，影響坡面水循環(huán)和流域水資源利用，且黃土高原降雨稀少，蒸散發(fā)強(qiáng)烈，土壤水分是黃土高原水蝕風(fēng)蝕區(qū)植被建設(shè)的限制因子，土壤含水率的高低及分布特征在某種程度上決定了植被恢復(fù)的效益與布局[4]。

黃土高原土層深厚，地下水埋藏深[5]，故淺層土壤受地下水補(bǔ)給困難，研究表明降水入滲深度多在距地表200 cm 范圍內(nèi)，土壤水分常處于虧缺狀態(tài)[6]。但深厚黃土層同樣具有極強(qiáng)的儲(chǔ)水能力，點(diǎn)棱接觸和相互支架的多孔結(jié)構(gòu)為水分貯存提供了良好的空間[7]，200 cm 深土層的儲(chǔ)水量最大可達(dá)45～60 cm，可對(duì)區(qū)域降水進(jìn)行年內(nèi)年際調(diào)節(jié)，以滿足植物生長(zhǎng)耗水需求[8]。然而，黃土高原“土壤水庫”[7]入不敷出，虧缺日趨嚴(yán)重，對(duì)年際或季節(jié)性干旱的調(diào)節(jié)能力降低，當(dāng)年降水量成為植被生長(zhǎng)的水分供體。

大規(guī)模植樹造林雖然提高了黃土高原植被覆蓋度[9]，但也導(dǎo)致土壤水分虧缺[10]，從而形成土壤干層[11]。干層是指因氣候變化、地表植被過度消耗土壤儲(chǔ)水量而導(dǎo)致的土壤干燥化土層[12-13]，干層的存在會(huì)切斷或減緩?fù)寥浪稚舷聦又g的交換，導(dǎo)致土壤環(huán)境惡化，植被退化[12-14]。考慮這一作用結(jié)果，許多學(xué)者針對(duì)干層作了一系列研究。結(jié)果表明干層廣泛分布于黃土高原[15]。Wang 等[16]研究分析了在整個(gè)黃土高原干層的厚度及起始深度，發(fā)現(xiàn)干層存在較強(qiáng)的空間變異，平均厚度為160 cm，平均起始深度為270 cm。董爽等[17]通過長(zhǎng)期定位觀測(cè)，指出黃土高原溝蝕區(qū)分水線干層問題較為嚴(yán)重，平均厚度介于40～800 cm。張晨成等[18]在六道溝流域一塊13 年杏樹林地調(diào)查發(fā)現(xiàn)，侵蝕溝加劇了土壤水分蒸發(fā)，進(jìn)而導(dǎo)致干層變厚。土壤干層已成為我國(guó)黃土高原開展生態(tài)文明建設(shè)，實(shí)現(xiàn)可持續(xù)發(fā)展面臨的重大生態(tài)環(huán)境問題之一[12]。雖然已有研究加強(qiáng)了對(duì)干層的時(shí)空分布及影響因素的認(rèn)識(shí)[12]，但對(duì)切溝及其周邊區(qū)域土壤水分分布及干層發(fā)育等問題尚研究不足。

根據(jù)2012 年的調(diào)查結(jié)果，黃土高原地區(qū)長(zhǎng)度超過500 m 的侵蝕溝多達(dá)66 萬條[19]，切溝作為黃土高原坡溝系統(tǒng)的重要組成部分，其發(fā)生發(fā)展和演變進(jìn)程改變了坡面土壤水循環(huán)，流域水資源分布及利用效率，進(jìn)而影響區(qū)域農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生態(tài)恢復(fù)效益[12]。本研究以黃土高原六道溝流域典型切溝為主要研究對(duì)象，主要目的是分析對(duì)比溝底、溝緣、溝岸土壤水分時(shí)空分布及干層發(fā)育狀況，探索切溝土壤儲(chǔ)水量的影響因素。以期為該地區(qū)植被建造、水土保持、水資源合理利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于陜西省神木市六道溝小流域（38°46′～38°51′ N，110°21′～110°23′ E），海拔高度為1 094～1 274 m。流域地處毛烏素沙漠邊緣，流域面積為 6.89 km2，主溝道接近南北走向，長(zhǎng)約4.21 km，屬于窟野河水系的二級(jí)支流[20]。主溝道兩側(cè)有多條支流，溝壑縱橫地形破碎。該區(qū)位于黃土高原水蝕風(fēng)蝕交錯(cuò)帶的強(qiáng)烈侵蝕中心，多年平均降雨量為43 cm，年平均氣溫8.4 ℃[21]，春季降雨稀少風(fēng)力極大，以風(fēng)力侵蝕為主，降雨集中在夏秋季節(jié)，水力侵蝕嚴(yán)重，自然環(huán)境十分惡劣[22]。流域土壤類型主要是由低肥力黃土發(fā)育而來的石灰性風(fēng)化土。土壤黏聚力弱，滲透力強(qiáng)，保水率低，易受侵蝕。

1.2 研究方法

趙影等[23]對(duì)六道溝小流域內(nèi)切溝進(jìn)行了大量實(shí)地調(diào)查，測(cè)定了32 條切溝的溝長(zhǎng)和溝寬等形態(tài)特征，發(fā)現(xiàn)曲線型切溝最為常見；其中，溝長(zhǎng)大于100 m 的切溝占調(diào)查總數(shù)的 81.2%，平均溝長(zhǎng)為137.6 m。本研究綜合考察了六道溝流域的地形、地貌和植被類型，在流域內(nèi)選取一條典型切溝。該切溝沿溝道走向總長(zhǎng)約為219 m，各斷面溝寬3.5～22.2 m 不等，下切深度最淺處為2.0 m，最深處達(dá)17.3 m。在切溝溝底縱向中心線、溝緣及距離溝緣20 m 處布置三條樣帶，分別規(guī)定為溝底、溝緣和溝岸。切溝側(cè)壁多為陡峭土壁，故溝緣樣點(diǎn)實(shí)際距離溝緣線約1 m，試驗(yàn)期間切溝繼續(xù)發(fā)育但侵蝕量并不明顯，且切溝整體形態(tài)無明顯變化。根據(jù)切溝走向，由溝頭至溝口方向在溝底內(nèi)依次布置12 個(gè)樣點(diǎn)，編號(hào)為G1～G12，在溝緣布置7 個(gè)樣點(diǎn)，編號(hào)為S1～S7，在溝岸布置7 個(gè)樣點(diǎn)，編號(hào)為B1～B7（圖1）。

圖1 樣點(diǎn)布置圖Fig. 1 Distribution of observational sites

中子管布置采用土鉆人工鉆孔，鉆孔后將鋁質(zhì)中子管豎直放置于孔內(nèi)，將過篩后的干細(xì)土撒入鋁管與土體間隙。因各樣點(diǎn)基巖埋藏深度和鈣質(zhì)結(jié)核分布及厚度存在差異，故實(shí)際布設(shè)樣點(diǎn)深度略有不同；其中，溝底樣點(diǎn)深約480 cm，溝緣和溝岸大致為980 cm。鉆孔同時(shí)，每隔20 cm 深度采集擾動(dòng)土樣，用于分析土壤剖面顆粒組成。用體積為100 cm3的環(huán)刀采集0～30 cm 土層原狀土樣，密封帶回后立即稱重，利用定水頭法測(cè)定飽和導(dǎo)水率（Ks），土壤容重和總孔隙度的測(cè)定采用烘干法。在樣點(diǎn)周圍100 cm 范圍內(nèi)放置50 cm × 50 cm 樣方框，先統(tǒng)計(jì)植物種類，然后收割樣方框內(nèi)貼近地表處植物地上部分，同時(shí)收集樣方內(nèi)枯落物。所有植物樣本帶回實(shí)驗(yàn)室，在65 ℃條件下烘48 h 至恒重，以此作為生物量。收集試驗(yàn)期間降水降雨情況，用于分析土壤水分變化。

在對(duì)某一區(qū)域定點(diǎn)反復(fù)測(cè)量土壤水分狀況時(shí)，土壤水分狀況通常會(huì)比較穩(wěn)定地維持在某一水平[24-25]。試驗(yàn)期從2014 年10 月至2016 年6 月，于2014 年10 月、12 月，2015 年3—10 月，2016 年3 月、4月和6 月分別測(cè)量土壤含水率，共計(jì)13 次；取各次測(cè)定平均值來計(jì)算分析土壤剖面水分分布，可以代表普遍情況。利用CNC503DR 型中子儀測(cè)定各監(jiān)測(cè)點(diǎn)土壤含水率，中子儀詳細(xì)資料可參考文獻(xiàn)[26]。0～100 cm 土壤剖面每隔10 cm 測(cè)定一次，100 cm剖面以下土層每隔20 cm 測(cè)定一次。中子儀測(cè)量值由以下回歸關(guān)系轉(zhuǎn)換為體積含水率：

式中，SWC 為土壤體積含水率，X 為中子儀測(cè)量值與標(biāo)準(zhǔn)計(jì)數(shù)（660）的比值[26-27]。0～10 cm 土層土壤體積含水率由式（1）計(jì)算，10 cm 以下由式（2）計(jì)算。文中提及的土壤含水率均為土壤體積含水率。

李玉山[14]以土壤穩(wěn)定持水量作為土壤干層濕度上限，其數(shù)值約為田間持水量的50%～80%。切溝區(qū)0～30 cm 土壤田間持水量為21.2%，結(jié)合已有研究對(duì)土壤干層濕度上限加以確定[11，13-14，16-17]，本文將10.8%作為土壤干層濕度上限，約為田間持水量的51%。因表層土壤受降雨及光熱影響明顯，土壤水分含量隨時(shí)間變化較大，故本研究在分析干層時(shí)，僅考慮100 cm 剖面以下土層?；诟蓪雍穸取⑵鹗忌疃群透蓪觾?nèi)平均含水率三個(gè)指標(biāo)對(duì)干層進(jìn)行描述。

1.3 數(shù)據(jù)分析

土壤儲(chǔ)水量由土壤體積含水率分層計(jì)算得來。除0～15 cm 和95～110 cm 為15 cm 外，0～110 cm土壤剖面每10 cm 劃分為一個(gè)土層，110 cm 以下剖面每20 cm 劃分一個(gè)土層；利用相應(yīng)土層內(nèi)體積含水率測(cè)量值計(jì)算單個(gè)土層儲(chǔ)水量，各土層儲(chǔ)水量疊加即為總儲(chǔ)水量。相關(guān)計(jì)算及數(shù)據(jù)整理在Excel 2016中完成。利用SPSS 16.0 進(jìn)行相關(guān)性分析及顯著性檢驗(yàn)，圖像由ArcGIS 10.3 及Origin 9.0 處理生成。

2 結(jié) 果

2.1 切溝土壤水分空間分布特征

溝底土壤含水率由溝頭至溝口呈現(xiàn)明顯增加趨勢(shì)；隨深度增加，各樣點(diǎn)間土壤含水率差異性加大（圖2a，圖2b，圖2c）。樣點(diǎn)G2 土壤含水率最小，為11.34%，最大值23.41%出現(xiàn)在樣點(diǎn)G11 處。樣點(diǎn)G7 含水率為14.35%，明顯低于相鄰樣點(diǎn)（G6：15.17%，G8：17.44%）。各樣點(diǎn)土壤含水率在垂直方向呈波浪式變化，溝口200 cm 以下土層水分狀況良好（圖2c）。溝緣（0～980 cm）和溝岸（0～960 cm）土壤含水率隨深度變化相似，表現(xiàn)為先迅速增加，后波動(dòng)變化，各樣點(diǎn)土壤平均含水率分別為13.91%和14.67%（圖2f）；溝口土壤含水率在480 cm 以下均明顯高于溝頭（圖2d，圖2e）。其中，B1 和B3樣點(diǎn)480 cm 剖面以下土層土壤平均含水率（9.82%和11.06%）低于上層（15.10%和13.43%），而B2樣點(diǎn)上、下兩層土壤含水率數(shù)值相近（11.82%和12.08%）。480 cm 以下土壤水分狀況相對(duì)較差，可能存在較大范圍干層。切溝區(qū)溝底、溝緣和溝岸0～480 cm 剖面平均土壤含水率分別為17.14%、13.50%和14.40%；溝底土壤含水率最大，溝緣最為干燥。表層0～10 cm 土壤含水率整體較低，溝底、溝緣和溝岸分別為10.41%、7.73%和8.70%（圖2f）。

2.2 土壤儲(chǔ)水量及其影響因素

圖2 溝底0～480 cm（a，b，c），溝緣0～980 cm（d），溝岸0～960 cm（e）土壤含水率分布圖Fig. 2 Distribution of soil water content at the gully bottom（0～480 cm）（a，b，c），gully edge（0～980 cm）（d），and gully bank（0～960 cm）（e）

土壤水分是制約黃土高原植被恢復(fù)與重建的關(guān)鍵因子，降雨是該地區(qū)土壤水補(bǔ)充的唯一途徑[15]。試驗(yàn)期間研究區(qū)累積降雨量為62.6 cm，但降雨分布不均，暴雨集中；如2015 年6 月29 日單日降雨量達(dá)4.1 cm，占全年降雨量的10.3%。在2014 年10月10 日至2015 年10 月18 日約一年時(shí)間內(nèi)，切溝土壤儲(chǔ)水量平均減少8.1 cm，占2014 年10 月10 日測(cè)量值的6.7%，土壤水分條件惡化。2014 年10 月10 日至2015 年6 月25 日期間降雨量?jī)H為4.8 cm，土壤儲(chǔ)水量持續(xù)降低（圖3）。2015 年7—9 月，土壤儲(chǔ)水量波動(dòng)變化。同2015 年3 月和4 月土壤儲(chǔ)水量（117.7 cm 和116.7 cm）相比，2016 年相應(yīng)月份（118.6 cm 和118.0 cm）土壤儲(chǔ)水量均有所增加。

圖3 觀測(cè)期間溝底、溝緣和溝岸儲(chǔ)水量隨時(shí)間變化Fig. 3 Soil water storage changes at the bottom，edge and bank of the gully relative to time during the observation period

切溝溝底、溝緣和溝岸深層土壤儲(chǔ)水量普遍高于淺層。溝底樣點(diǎn)G12 處，400～480 cm 剖面土壤儲(chǔ)水量為27.9 cm，約為0～100 cm 土層（15.9 cm）的1.75 倍；樣點(diǎn)G12 總儲(chǔ)水量（111.9 cm）為G1（64.5 cm）的1.74 倍。溝底土壤水分沿切溝縱向分布不均，溝口土壤儲(chǔ)水量顯著大于溝頭（P＜ 0.01），然而溝緣土壤儲(chǔ)水量沿溝道走向并未呈現(xiàn)明顯規(guī)律。溝岸處土壤儲(chǔ)水量亦表現(xiàn)為溝口大于溝頭，其中樣點(diǎn)B7 總儲(chǔ)水量為149.7 cm，顯著低于（P＜ 0.05）B6 樣點(diǎn)（175.4 cm），上述差異可能是由樣點(diǎn)B6 和B7 間的小沖溝破壞水分分布連續(xù)性所致。

研究區(qū)土壤儲(chǔ)水量受距離溝頭距離以及土壤質(zhì)地顯著影響（表1）。其中，土壤儲(chǔ)水量與距溝頭距離、黏粒和粉粒含量呈極顯著正相關(guān)，與砂粒含量呈極顯著負(fù)相關(guān)。同時(shí)，黏粒和粉粒含量均與距溝頭距離呈極顯著正相關(guān)關(guān)系，砂粒含量與其呈極顯著負(fù)相關(guān)。Biswas 和Si[28]亦證實(shí)土壤儲(chǔ)水量受地形、土壤質(zhì)地、植被、水分運(yùn)移過程以及地下水位等因素控制?？偪紫抖扰c土壤飽和導(dǎo)水率呈極顯著正相關(guān)，與土壤容重呈極顯著負(fù)相關(guān)；較高的土壤容重意味著土壤顆粒間越緊密，孔隙越少，土壤導(dǎo)水能力降低[29]。

2.3 切溝干層分布特征

切溝干層厚度、起始深度及平均含水率見表2，溝底、溝緣和溝岸均有干層形成，且集中出現(xiàn)在靠近溝頭位置。溝底、溝緣和溝岸干層厚度依次為22～158 cm、58～532 cm 和271～363 cm，平均厚度分別為100 cm、286 cm 和331 cm；最小干層厚度出現(xiàn)在溝底，溝緣干層厚度變化范圍最廣。溝岸干層厚度相對(duì)均勻，呈現(xiàn)距溝頭越近，干層越厚的趨勢(shì)。溝底、溝緣和溝岸干層平均起始深度分別為178 cm、233 cm 和368 cm。綜合來看，溝緣線樣點(diǎn)土壤干層起始深度變異較大，而溝岸樣點(diǎn)土壤干層起始深度相對(duì)較深。溝底、溝緣和溝岸干層平均含水率分別為9.7%、9.4%和9.6%，切溝區(qū)干層平均含水率僅為9.5%，為土壤穩(wěn)定持水量（10.8%）的88%。圖4 顯示三條樣帶干層平均厚度隨時(shí)間均有變厚趨勢(shì)（R2=0.45），干層呈現(xiàn)為繼續(xù)發(fā)育狀態(tài)。

表1 土壤儲(chǔ)水量及其影響因素的Pearson 相關(guān)性Table1 Pearson correlation analysis of soil water storage and it’s influencing factors

表2 干層分布特征Table2 Distribution characteristics of the dry soil layers

3 討 論

圖4 觀測(cè)期間溝底、溝緣和溝岸干層平均厚度及干層平均含水率變化Fig. 4 Thickness（mean）and soil water content（mean）of the dry soil layers changes at the bottom，edge and bank of the gully relative to time during the observation period

通常情況下，土壤含水率隨土層深度的增加而增大[30]。研究區(qū)溝緣和溝岸土壤含水率隨深度變化相似，表現(xiàn)為迅速增加，后波動(dòng)變化；而溝底同溝緣和溝岸差異顯著（P＜0.01），隨深度增加，土壤含水率增加趨勢(shì)更為明顯。本研究所選切溝溝道為窄深形，溝底地勢(shì)偏低形成相對(duì)穩(wěn)定的小氣候，空氣濕度大且風(fēng)速偏小，蒸散作用小于溝岸地，加之該地區(qū)降雨集中且多為暴雨，超滲產(chǎn)流的雨水既在坡長(zhǎng)方向上形成徑流，也沿溝岸地匯入溝道，使得溝底土壤含水率較高。王云強(qiáng)等[31]對(duì)黃土高原 0～500 cm 層次土壤含水率分析，發(fā)現(xiàn)各層土壤含水率在垂直方向變化平緩，呈現(xiàn)波浪式變化，最小值出現(xiàn)在60～90 cm 土層。陜北風(fēng)力較大且空氣濕度低，表層土壤受氣象條件影響突出，蒸散發(fā)嚴(yán)重，故本研究中土壤表層含水率普遍偏低。溝緣0～120 cm 土層土壤含水率顯著小于溝岸（P＜0.05），120 cm 剖面以下，溝緣與溝岸土壤含水率均呈現(xiàn)波動(dòng)變化，趨勢(shì)相似且數(shù)值大小相近。這一現(xiàn)象主要是側(cè)向蒸發(fā)造成的，溝緣距切溝較近，土壤水分受到正面和側(cè)面雙向蒸發(fā)影響，而在距溝道稍遠(yuǎn)的溝岸上可能只受正面蒸發(fā)，從而導(dǎo)致0～120 cm 土層土壤含水率較溝緣要大。隨土層深度的增加，溝緣土壤含水率波動(dòng)變化幅度較溝岸大，側(cè)壁蒸發(fā)仍存在一定影響。甘淼等[32]研究認(rèn)為切溝的存在是溝緣表層土壤水分損失的重要原因。溝緣土壤水分為雙側(cè)蒸發(fā)[33]，溝道走向的改變使得溝緣側(cè)壁接受光照不同，進(jìn)而引起土壤水分蒸發(fā)差異，造成溝緣土壤水分分布更加復(fù)雜。

賈小旭等[34]研究發(fā)現(xiàn)黃土高原0～500 cm 剖面平均土壤儲(chǔ)水量為73.5 cm，干燥度、黏粒、歸一化植被指數(shù)和坡度是影響區(qū)域土壤蓄水量的主要因素。本研究中，溝底0～480 cm 土層土壤平均儲(chǔ)水量為 80.54 cm，溝緣及溝岸分別為 67.49 cm 和71.05 cm，溝底土壤儲(chǔ)水量顯著大于溝緣、溝岸，且較黃土高原平均儲(chǔ)水量[34]要大，溝緣儲(chǔ)水量最小但與溝岸無明顯差異，溝緣、溝岸儲(chǔ)水量均小于黃土高原平均儲(chǔ)水量。降雨是黃土高原地區(qū)土壤水補(bǔ)充的唯一來源。王乘書等[35]在降雨水分再分配結(jié)束后發(fā)現(xiàn)黃土丘陵溝壑區(qū)土壤儲(chǔ)水量增加近1.37 倍；姜娜等[36]在六道溝小流域天然降雨條件下，觀測(cè)到不同土地利用方式下的土壤儲(chǔ)水量變化與降雨量變化趨于一致，由此可見切溝區(qū)土壤儲(chǔ)水量亦與降雨關(guān)系密切。試驗(yàn)期間（21 個(gè)月）研究區(qū)累計(jì)降雨量為62.6 cm，低于多年平均降雨量，導(dǎo)致切溝土壤水分未能得到有效補(bǔ)充。切溝區(qū)土壤儲(chǔ)水量受地形和土壤顆粒分布的顯著影響。切溝復(fù)雜地形對(duì)降雨進(jìn)行再分配，加之不同的保水能力，加大了切溝區(qū)土壤分布空間異質(zhì)性。降雨事件發(fā)生時(shí)，徑流由溝緣進(jìn)入溝道，而后進(jìn)一步向溝口匯集，溝口處水分入滲時(shí)間更長(zhǎng)[37]，加之土壤水在重力作用下向地勢(shì)較低處運(yùn)動(dòng)，溝口處水分狀況較好，對(duì)降雨的再分配增加了切溝區(qū)土壤水分空間異質(zhì)性。此外，土壤水分分布還受土壤顆粒分布影響[32]，研究區(qū)土壤顆粒分布與切溝發(fā)育過程密切相關(guān)（表1）。溝頭受到強(qiáng)烈的風(fēng)蝕水蝕影響，存在強(qiáng)烈的溯源侵蝕；當(dāng)發(fā)生降雨時(shí)，粉粒和黏粒更易被水流攜帶，細(xì)小土壤顆粒會(huì)在水分入滲作用下由土壤孔隙進(jìn)入深層土壤，同時(shí)隨水流向溝口運(yùn)移[32]。賈小旭等[34]指出黏粒是影響區(qū)域土壤儲(chǔ)水量的主要因素之一。當(dāng)土壤中黏粒和粉粒含量較多時(shí)，土壤具有較大的比表面積，有更強(qiáng)的保水性；而當(dāng)砂粒含量較多時(shí)，土壤空隙間連接性好，容易造成土壤水分蒸發(fā)以及滲漏流失[38]，溝頭處保水能力較溝口要差。

切溝區(qū)土壤干層空間分布異質(zhì)性較強(qiáng)，溝頭深層土壤水分狀況相對(duì)較差，干層多在此處發(fā)育。整個(gè)黃土高原干層平均厚度為160 cm，起始深度平均為270 cm[16]。相比之下，切溝區(qū)干層平均厚度較大，達(dá)243 cm；起始深度相近，為257 cm。Wang 等[13]在黃土高原林地125 個(gè)研究點(diǎn)中發(fā)現(xiàn)有102 個(gè)點(diǎn)出現(xiàn)干層，且干層厚度一般在300 cm 以上；張晨成等[18]發(fā)現(xiàn)25 年生杏樹林干層厚度明顯大于13 年杏樹林，并認(rèn)為干層發(fā)育受植被、降水入滲、坡位和微地形等多種因素共同作用，認(rèn)為植被是主要控制因素。本研究中，切溝區(qū)植被相對(duì)較少且無高大喬木，主要生長(zhǎng)著胡枝子、紫花苜蓿和沙打旺等植物，其吸水能力通常較林地小。一般而言，草本植物主要利用0～300 cm土層的土壤水分[11]，但不同植被根系對(duì)土壤水分的利用深度各異，加之切溝區(qū)域地形復(fù)雜，繼而導(dǎo)致研究區(qū)干層發(fā)育與分布情況不同。溝緣和溝岸樣點(diǎn)土壤干層起始深度范圍為100～553 cm，廣于溝蝕區(qū)分水線的研究結(jié)果[17]（100～460 cm）。溝緣各樣點(diǎn)土壤干層空間分布異質(zhì)性最為突出。實(shí)地測(cè)量結(jié)果顯示，樣點(diǎn)S1 處溝道下切深度較淺，約為2 m，而樣點(diǎn)S2 和S3處下切深度大于10 m；在土壤側(cè)壁蒸發(fā)以及植被耗水共同作用下，樣點(diǎn)S2 和S3 土壤水分損失多于S1，從而導(dǎo)致樣點(diǎn)S1 處干層厚度顯著小于S2 和S3。董爽等[17]于溝蝕區(qū)分水線發(fā)現(xiàn)干層起始深度越小，干層厚度越大；而本研究相關(guān)分析結(jié)果顯示干層厚度與起始深度無顯著相關(guān)關(guān)系（R2=0.05）。切溝地形較分水線更加復(fù)雜，水分分布及干層發(fā)育也存在差異。試驗(yàn)期間切溝區(qū)干層呈持續(xù)發(fā)育狀態(tài)，復(fù)雜的干層形成過程是降雨補(bǔ)給困難，植被類型及其生長(zhǎng)狀況綜合作用的結(jié)果；同時(shí)切溝側(cè)壁加劇土壤水分蒸發(fā)的作用也不容忽視。

4 結(jié) 論

切溝及其周邊區(qū)域范圍內(nèi)，溝底土壤水分狀況優(yōu)于溝緣和溝岸，溝緣水分虧缺最為明顯且不同樣點(diǎn)間土壤水分狀況差異較大。0～480 cm 土層，沿溝道向溝緣至坡面土壤儲(chǔ)水量呈現(xiàn)先減小后增大的分布規(guī)律，且溝底土壤儲(chǔ)水量顯著大于溝緣及溝岸。溝口土壤水分狀況好于溝頭，深層普遍優(yōu)于淺層。土壤水分及顆粒分布均受地形較大影響。切溝土壤儲(chǔ)水量與距溝頭距離、黏粒和粉粒含量呈極顯著正相關(guān)；黏粒和粉粒含量與距溝頭距離呈現(xiàn)極顯著正相關(guān)關(guān)系，砂粒含量與距溝頭距離呈極顯著負(fù)相關(guān)。切溝干層主要發(fā)生在溝頭位置，平均厚度為243 cm，起始深度為257 cm，較黃土高原干層平均厚度要深，干層問題嚴(yán)峻，干層平均含水率為9.5%，土壤干層長(zhǎng)期穩(wěn)定存在，若遇極端干旱天氣，該區(qū)域土壤干層極有可能繼續(xù)發(fā)育。