沙地土壤水分時(shí)空動(dòng)態(tài)研究進(jìn)展

洪光宇, 王曉江, 王少昆, 劉果厚, 高孝威,蘇雅拉·巴雅爾, 張 雷, 李卓凡, 李梓豪

(1.內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué) 草原與資源環(huán)境學(xué)院, 呼和浩特 010010; 2.內(nèi)蒙古自治區(qū)林業(yè)科學(xué)研究院,呼和浩特 010010; 3內(nèi)蒙古大青山森林生態(tài)系統(tǒng)國家定位觀測(cè)研究站, 呼和浩特 010010; 4.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 烏拉特荒漠草原研究站, 蘭州 730000; 5.烏審旗烏蘭陶勒蓋治沙站, 內(nèi)蒙古 鄂爾多斯 017300)

荒漠化一直是全球關(guān)注的環(huán)境問題，我國是受荒漠化影響較為嚴(yán)重的國家之一。據(jù)統(tǒng)計(jì)，全球荒漠化土地面積為4 560萬km2。2015年我國第五次荒漠化監(jiān)測(cè)顯示，我國的荒漠化土地面積高達(dá)261.16萬km2，占全球荒漠化面積的5.23%，約占我國國土面積27.20%，其中沙化土地面積為172.12萬km2，約占我國土面積17.93%。我國是受風(fēng)沙危害較嚴(yán)重的地區(qū)，土地沙化問題嚴(yán)重制約著我國的經(jīng)濟(jì)增長(zhǎng)，我國西北地區(qū)貧困縣占全國貧困縣的40%的，貧困人口數(shù)占總貧困人口數(shù)的25%。為了有效遏制土地沙化帶來的危害，防止沙化面積增大，我國在沙區(qū)開展了不同類型的生態(tài)建設(shè)工程，通過在風(fēng)沙源區(qū)進(jìn)行人工植被建設(shè)來構(gòu)建北方生態(tài)屏障，改善生態(tài)環(huán)境，促進(jìn)經(jīng)濟(jì)發(fā)展。沙地生態(tài)系統(tǒng)作為我國干旱、半干旱區(qū)主要的生態(tài)系統(tǒng)類型，在維持區(qū)域生態(tài)穩(wěn)定和提高生態(tài)系統(tǒng)服務(wù)起著關(guān)鍵作用。但沙地生態(tài)系統(tǒng)因?yàn)槠渌幍沫h(huán)境較惡劣，因此該生態(tài)系統(tǒng)穩(wěn)定性差和對(duì)環(huán)境變化敏感。因此沙地生態(tài)系統(tǒng)受到更多國內(nèi)外學(xué)者的關(guān)注。沙地土壤水分受多種因素的綜合影響，主要有地形、土壤性質(zhì)和土地利用方式等[1]。土壤水分的時(shí)空動(dòng)態(tài)變化主要受降水、植被類型以及地表覆蓋度等因素的影響[2-3]。水分是沙地生態(tài)系統(tǒng)發(fā)展的主要限制因子，對(duì)沙區(qū)生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定與功能的發(fā)揮起到關(guān)鍵作用，是決定生態(tài)系統(tǒng)植被格局和變化過程的主要驅(qū)動(dòng)因子。沙區(qū)生態(tài)系統(tǒng)中，植物所需水分是由土壤水供給，同時(shí)水分是土壤—植被—大氣系統(tǒng)中物質(zhì)和能量循環(huán)的載體[4]。土壤水分變化能直接反映人工植被區(qū)的生態(tài)水文過程。沙地土壤水分含量的大小與分布對(duì)土壤的物理性質(zhì)和植物的生長(zhǎng)具有重要的影響[5]。土壤水分的變化在時(shí)間與空間尺度上對(duì)整個(gè)生態(tài)系統(tǒng)內(nèi)因子間的相互作用具有顯著影響。因此研究沙區(qū)土壤水分的變化規(guī)律、土壤水分與環(huán)境之間的關(guān)系及其土壤水分與植被相互作用的機(jī)理，對(duì)研究沙區(qū)生態(tài)系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)及其穩(wěn)定性具有重要意義，有助于預(yù)測(cè)極端天氣對(duì)沙區(qū)生態(tài)系統(tǒng)的危害。本文對(duì)國內(nèi)外沙地土壤水分的研究進(jìn)展進(jìn)行了總結(jié)，綜述沙地生態(tài)系統(tǒng)在降雨后土壤水分在時(shí)間和空間上的變化特征及雨后土壤水分的入滲規(guī)律，歸納了針對(duì)沙區(qū)土壤水分平衡問題的相關(guān)研究，對(duì)土壤水分的測(cè)量方法及土壤水分模型研究進(jìn)展進(jìn)行了闡述，并提出以后需要關(guān)注的重點(diǎn)研究方向和內(nèi)容。

1 國內(nèi)外沙地土壤水分研究概況

1.1 國外沙地土壤水分研究現(xiàn)狀

國外學(xué)者對(duì)沙地土壤水分的研究起始于1912—1913年，由前蘇聯(lián)MN托馬斯基對(duì)位于前蘇聯(lián)東南部的沙地水分特征進(jìn)行了定位研究，首次對(duì)該地區(qū)沙地水分變化進(jìn)行了研究并且對(duì)其進(jìn)行了類型的劃分，并收集了大量該區(qū)大氣凝結(jié)水?dāng)?shù)據(jù)。1930—1936年，前蘇聯(lián)對(duì)捷克的沙地、那倫沙地的土壤水分特征及地下水位的動(dòng)態(tài)變化進(jìn)行系統(tǒng)的觀測(cè)與分析，對(duì)中亞沙區(qū)水分狀況做了大量的研究[6]。從此開始通過對(duì)水分狀況的研究來確定沙地的旱情，并建立簡(jiǎn)單的水分平衡方程。法國和日本相繼分別對(duì)干旱沙地的露水凝結(jié)水以及形成條件和做沙地土壤的含水量、砂粒大小及其之間的關(guān)系做了大量的研究與論述[7]。對(duì)土壤水分平衡研究逐漸加入熱量平衡，并開始對(duì)地下水與水分變化開始進(jìn)行了研究。簡(jiǎn)單的觀測(cè)和論述是遠(yuǎn)遠(yuǎn)不夠的。從70年代開始，開始運(yùn)用多學(xué)科交叉的方法研究沙地水分變化。首先運(yùn)用物理學(xué)的方法對(duì)不同粒徑組成的沙地土壤水分運(yùn)動(dòng)狀態(tài)進(jìn)行研究，并得出有機(jī)質(zhì)含量影響沙地土壤田間持水量，植物在不同生長(zhǎng)階段和不同的環(huán)境下萎蔫點(diǎn)不同，粒徑越小孔隙體積越大并且土壤蒸發(fā)越慢，孔隙度越大有機(jī)質(zhì)和可溶性鹽含量越高等相關(guān)結(jié)論[8-10]。隨著氣象觀測(cè)站的建立，氣象學(xué)和氣候?qū)W的理論被逐步應(yīng)用到沙地土壤水分的研究中。通過氣象觀測(cè)得出，沙地表層土壤溫度與水分含量間有顯著相關(guān)關(guān)系并且表層土壤中液態(tài)水也就是游離水含量與空氣溫度有函數(shù)關(guān)系[11-13]。降水后沙區(qū)的水分入滲受地形、土壤物理性質(zhì)、初始含水量和地溫影響。應(yīng)用熱力學(xué)與水文學(xué)對(duì)沙區(qū)的土壤水分變化研究得出氣壓勢(shì)只有在沙地水分含量大于最小持水量時(shí)才會(huì)影響水分遷移[14]。運(yùn)用生物學(xué)和生態(tài)學(xué)理論探討了土壤水分虧缺的臨界值[14]與植被的蒸騰耗水之間的關(guān)系[15-16]。此外，對(duì)土壤表層蒸發(fā)[17]、凝結(jié)水[18-19]、地下水分補(bǔ)給及土壤的水分動(dòng)態(tài)變化預(yù)測(cè)等進(jìn)行了深入的研究。最后通過數(shù)值模擬的方式，逐步建立數(shù)學(xué)模型模擬不同降水過程中土壤水分的入滲過程，以此來研究土壤水分輸入與輸出的過程，從而使得沙區(qū)的土壤水變化研究比較系統(tǒng)與完整[20-21]。

1.2 國內(nèi)沙地土壤水分研究現(xiàn)狀

60年代初期，我國開始對(duì)沙地的土壤水分進(jìn)行研究，中科院治沙隊(duì)率先建立定位觀測(cè)場(chǎng)對(duì)包括民勤在內(nèi)的干旱區(qū)植被與沙地水分進(jìn)行調(diào)查，對(duì)沙地土壤毛細(xì)管水、沙丘水分分布特征、水分滲透和水面蒸發(fā)以及植被蒸騰進(jìn)行測(cè)定，初步掌握了水分運(yùn)動(dòng)過程及其影響因素[22]。70年代末期，我國開始從土壤水分的能量進(jìn)行研究，對(duì)勢(shì)值變化以及分子自由能及各種函數(shù)式等進(jìn)行了分析，用定量連續(xù)的能量結(jié)果代替定性間斷的方法對(duì)土壤水分進(jìn)行研究[23]。80年代初期SPAC理論開始在國內(nèi)應(yīng)用，土壤—植物—大氣被定義成一個(gè)連續(xù)體，研究水分在該系統(tǒng)中轉(zhuǎn)換過程，通過能量指標(biāo)水勢(shì)的變化來研究水分變化。80年代末，我國開始對(duì)沙地水分研究加入了動(dòng)力學(xué)方法。中國科學(xué)院沙坡頭試驗(yàn)站與清華大學(xué)、瑞典LUND大學(xué)進(jìn)行合作，開展了沙地土壤水分動(dòng)力學(xué)基礎(chǔ)研究。對(duì)沙地降雨水分入滲進(jìn)行動(dòng)態(tài)研究，收集了沙地不同降水強(qiáng)度下土壤水分動(dòng)態(tài)資料[24-25]。從90年代開始，中科院沙坡頭沙漠生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學(xué)觀測(cè)站首先對(duì)沙區(qū)的土壤水分變化進(jìn)行連續(xù)觀測(cè)，我國各地也相繼對(duì)不同沙區(qū)開始了連續(xù)觀測(cè)。土壤水分監(jiān)測(cè)系統(tǒng)開始進(jìn)入多樣化、簡(jiǎn)單化和自動(dòng)化時(shí)代，這使得對(duì)沙地生態(tài)系統(tǒng)土壤水分的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律、時(shí)空分布特征及其與環(huán)境的關(guān)系研究變得更準(zhǔn)確和更便捷，使得研究變得更深入更廣泛[26-38]。遙感技術(shù)[39]與同位素技術(shù)被應(yīng)用于沙區(qū)土壤水分的監(jiān)測(cè)與研究中，監(jiān)測(cè)方法上更加多樣化。對(duì)雨量的監(jiān)測(cè)出現(xiàn)了雨量傳感器自動(dòng)記錄儀，對(duì)土壤水分變化的監(jiān)測(cè)中發(fā)展多尺度觀測(cè)，其中運(yùn)用了中子探測(cè)水分儀、TDR土壤水分測(cè)定儀、頻域反射儀FDR探地雷達(dá)測(cè)量法等測(cè)量技術(shù)[40-44]。

2 沙地土壤水分時(shí)間變化特征

沙地土壤水分含量的時(shí)間變化主要體現(xiàn)在季節(jié)性差異上，不同的季節(jié)由于降水量的不同導(dǎo)致了土壤含水量具有季節(jié)性特征。在我國干旱、半干旱區(qū)，降水集中在6—9月，因此對(duì)土壤含水量進(jìn)行了3個(gè)階段的劃分，12月至下一年5月下旬為一個(gè)階段，該階段屬于冬春季節(jié)，積雪融水并有少量降雨情況對(duì)土壤水分進(jìn)行了補(bǔ)給，溫度較低所以植被對(duì)土壤水分利用較少，是土壤水分含水量的調(diào)整階段和弱失水階段，該階段被稱之為水分的穩(wěn)定期。6—8月下旬為一個(gè)階段，該階段屬于夏季，降雨較多對(duì)土壤水分補(bǔ)給充足，但也是植被生長(zhǎng)的主要時(shí)期，溫度較高導(dǎo)致了植物蒸騰和土壤蒸發(fā)較大，該時(shí)期土壤水分含量減小，屬于土壤水分的消耗期。9—11月下旬為一個(gè)階段，該階段屬于秋季，降雨逐漸減少，溫度逐漸降低，植物生長(zhǎng)停止對(duì)水分的消耗逐漸減少，該階段屬于積累期。對(duì)沙坡頭檸條人工林土壤水分含量在不同降水年際間季節(jié)變化進(jìn)行研究得出，在檸條生長(zhǎng)季4—10月間，土壤水分含量變化具有明顯的季節(jié)規(guī)律，在4—5月的生長(zhǎng)初期，初始含水量相對(duì)較高，但隨著時(shí)間變化呈下降趨勢(shì)。在6—8月生長(zhǎng)旺季，在沒有降水補(bǔ)給情況下土壤水分含量迅速減小，在9—10月生長(zhǎng)末期，土壤水分含量趨于穩(wěn)定，但低于春季。并且土壤水分含量濕潤(rùn)年份高于干旱年份[45]。研究表明，表層土壤水分含量變化對(duì)季節(jié)更敏感，具有強(qiáng)烈的季節(jié)趨勢(shì)在春秋季低蒸散多降雨的情況下，使該層次的初始含水量較高。在高蒸散率和少的降雨條件下0—15 cm土層出現(xiàn)最低含水量的情況都在夏季。該層土壤水分含量具有明顯的季節(jié)變異性，在大降雨和土壤初始含水量較高的情況下變異性越高相關(guān)系數(shù)為R2=0.836 6，與土壤水分含量的季節(jié)趨勢(shì)一致[46]。

沙區(qū)不同時(shí)期建植的植被及不同人工植被類型條件下的土壤水分變化差異顯著。在沙坡頭區(qū)固沙植被在9～10 a后土壤水分呈下降趨勢(shì)，特別在大于100 cm土層深度。固沙植物根系區(qū)對(duì)水分的利用加劇了土壤水分虧缺的狀況，進(jìn)而影響植物的生長(zhǎng)發(fā)育，導(dǎo)致優(yōu)勢(shì)種蓋度下降，草本和土壤結(jié)皮開始發(fā)育，進(jìn)而改變了植被組成，從而使種群的穩(wěn)定性變差，種植固沙灌木樹種15 a后，200—300 cm土層水分含量夠維持在一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的數(shù)值[47]。對(duì)科爾沁沙地生物結(jié)皮與其他植被覆蓋雨后耗水率的研究得出，雨后10 d生物結(jié)皮樣地的耗水率比差巴嘎蒿灌木林、小葉錦雞兒灌木林、樟子松林、草地和裸沙樣地分別降低64.00%，76.85%，61.17%，78.21%和19.07%。生物結(jié)皮樣地相對(duì)其他植被覆蓋樣地在不同層次(0—40 cm，80—180 cm)土壤的耗水量最低，40—80 cm土壤層裸沙樣地耗水量最低，但與生物結(jié)皮樣地沒有差異性，雨后第4天差巴嘎蒿灌木林、小葉錦雞兒灌木林、樟子松林、草地樣地在0—40 cm土壤層水分顯著開始下降，裸沙樣地在20—40 cm土壤層，生物結(jié)皮樣地在0—20 cm土壤層水分含量顯著降低;差巴嘎蒿灌木林樣地80—100 cm土壤層水分從第3天開始顯著下降，小葉錦雞兒灌木林樣地在100—120 cm，140—180 cm土壤層水分從第2天開始顯著下降，樟子松林樣地在60—120 cm土壤層水分從第3天開始顯著下降，草地樣地在40—60 cm，80—100 cm土壤層水分從第3天開始顯著下降[48]。

3 沙地土壤水分空間變化特征

土壤水分的空間變化主要是對(duì)土壤不同深度含水量的變化規(guī)律進(jìn)研究。在不同人工植被區(qū)不同深度的土壤水分含量變化不同，由于受降雨、蒸發(fā)、氣候和植被等多因素的影響，從而導(dǎo)致土壤水分的空間變異性。在0—60 cm深度土壤水分變化頻繁和劇烈，其土壤水分含量變化范圍在2.3%～13.8%。60—160 cm處通常被認(rèn)為是上層土壤的潛在供應(yīng)庫，該層次受外部降雨、植被蒸騰和土壤蒸發(fā)的影響較小，通常降雨量較大或者上次土壤處于長(zhǎng)時(shí)間干旱情況下，該層才發(fā)生變化，為土壤水分相對(duì)穩(wěn)定層。深層土壤主要分布在160 cm以下，屬于水分穩(wěn)定層。對(duì)沙坡頭區(qū)檸條樣地0—200 cm土壤水分含量分層進(jìn)行研究得出，表層20 cm處的土壤水分含量明顯高于其他層次，200 cm處土層的含水量較低且波動(dòng)較小。在0—40 cm和100—200 cm中，隨著深度加深土壤含水量逐漸下降，40—100 cm土層中，隨著深度的加深土壤水分含量逐漸增加。在濕潤(rùn)年份0—100 cm處為土壤水分變化劇烈層，而在干旱年份0—20 cm處為土壤水分變化劇烈層[45]。對(duì)毛烏素沙地不同飛播年楊柴灌木林土壤剖面水分變化特征進(jìn)行研究得出，在0—180 cm范圍內(nèi)，林齡為38 a的樣地土壤體積含水量顯著高于30 a和15 a樣地，30 a和15 a樣地差異不顯著。隨著土層深度的增加，林齡為38 a和30 a的樣地土壤體積含水量分別在80—100 cm和20—40 cm間達(dá)到最大值，分別為8.21%和7.85%，15 a樣地則呈現(xiàn)降低的趨勢(shì)。土壤體積含水量最大值隨著林齡的增加有向深層次運(yùn)移的趨勢(shì)，并且最小值均出現(xiàn)在140—180 cm。隨著楊柴灌木林林齡的增加，0—20 cm土壤層水分呈現(xiàn)減小趨勢(shì)，20—100 cm土壤層水分基本呈現(xiàn)增大趨勢(shì)，100—180 cm土壤層水分出現(xiàn)先減小后增大的趨勢(shì)[49]。降雨量與土壤水分空間變異性呈顯著的正相關(guān)關(guān)系，降雨越大空間變異性越大。對(duì)沙坡頭人工固沙植被區(qū)1956年建植的植被區(qū)進(jìn)行研究，得出15 mm的降雨事件下，0—15 cm深度土層水分含量的變異系數(shù)為20.26%,0—30 cm深度土層水分含量的變異系數(shù)為16.43%，13 mm的降雨時(shí)間下，該深度土層含水量變異系數(shù)為16.06%。在長(zhǎng)時(shí)間無雨的環(huán)境下0—15 cm深度土層水分含量變異系數(shù)降到4%，0—30 cm深度土層水分含量變異系數(shù)降到4.35%，說明0—15 cm土層比0—30 cm土層的空間變異性對(duì)降雨強(qiáng)度和土壤水分含量響應(yīng)更強(qiáng)烈[46]。

對(duì)沙坡頭區(qū)人工固沙植被區(qū)土壤0—200 cm深度不同土層水分含量進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)60—80 cm土層平均水分含量最高，80 cm以下土壤含水量逐漸降低，0—5 cm土層水分含量最小。對(duì)不同土層的空間變異質(zhì)性進(jìn)行分析后得出，160—180 cm深度土層水分變異系數(shù)為0.72,180—200 cm深度土層的變異系數(shù)是0.73，這兩個(gè)層次的變異最大，表層0—5 cm處變異系數(shù)也較大為0.66。0—200 cm各土層的水分空間異質(zhì)性明顯各土層水分有效變程存在差異且無規(guī)律，在60—80 cm深度的土層變程最小，為7.04 m。20～40 cm處最大，為19.71 m[50]。環(huán)境改變與人類活動(dòng)影響沙地植物群落的在不同尺度上的配置格局，因此改變了土壤水分的分布格局。對(duì)科爾沁沙地草場(chǎng)、禁牧的半流動(dòng)沙地和被重度干擾的丘間洼地土壤含水量在降水后進(jìn)行了空間異質(zhì)性分析，研究表明隨著植被蓋度的增加降水后土壤水分含量變異幅度逐漸減小，但沙質(zhì)草場(chǎng)表層與亞表層土壤水分的空間結(jié)構(gòu)差異大，表層含水量有較強(qiáng)的空間依賴性，丘間洼地表層土壤水分含量在空間變異的差異相對(duì)較小[51]。

在沙區(qū)土壤水分變化研究中，地表干燥的土層稱為干沙層，主要受到降雨與蒸發(fā)共同作用，是水分變化最活躍的土層。因?yàn)楦缮硨拥淖兓c土壤表層蒸發(fā)有著極顯著的相關(guān)性，因此減小土壤水分蒸發(fā)對(duì)沙區(qū)水資源的保護(hù)極為重要。固沙植被的演替及地表微生物結(jié)皮的出現(xiàn)改變了沙地土壤水分的分配，在固沙植被區(qū)土壤的干沙層比流動(dòng)沙地厚。流動(dòng)沙丘的干沙層對(duì)深層土壤水分蒸散有抑制作用，從而使沙丘含水量保持穩(wěn)定。對(duì)沙坡頭不同年限建立的植被區(qū)土壤水分進(jìn)行研究得出，建植較長(zhǎng)時(shí)間的植被區(qū)深根性灌木樹種黃柳(Salixgordejevii)、檸條錦雞兒和花棒(Hedysarumscoparium)等植被的土壤剖面水分比流動(dòng)沙丘含水量小，從上到下呈遞減趨勢(shì)，從1982—2000年間土層深度在0—60 cm范圍內(nèi)水分含量高并且變異系數(shù)較大。在土層深度為100—300 cm間土壤水分含量呈遞減趨勢(shì)[47]。對(duì)沙地不同植被類型的表層土壤水分含量進(jìn)行時(shí)間和空間上的研究，得出不同植被類型表層土壤水分變化具有高度的變異性，且呈正態(tài)分布。雨后表層土壤水分含量在空間上的變異程度與降雨量呈顯著正相關(guān)關(guān)系，干旱期隨著土壤水分含量的減小，變異系數(shù)降低，土壤表層的水分含量變化規(guī)律與空間的變異性一致[46]。土壤水分含量在不同固沙植被區(qū)變化存在顯著差異，植被建立后沙地土壤有效水分顯著減少。對(duì)科爾沁沙地楊樹林、樟子松林和小葉錦雞兒固定沙丘和流動(dòng)沙丘、天然草地、丘間低地的土壤水分進(jìn)行測(cè)定，結(jié)果顯示對(duì)于原址是流動(dòng)沙丘的建植區(qū)的雨養(yǎng)型植被，在只有降水的補(bǔ)充下，土壤水分含量垂直變化范圍在2%～4%，低于受地下水影響的植被類型。地下水影響型因受地下水影響土壤垂直水分含量隨著深度增加呈增大趨勢(shì)，水分含量在2%～28%[52]。對(duì)科爾沁沙地固沙植被區(qū)和流動(dòng)沙地土壤水分變化進(jìn)行比較得出，人工建植植被區(qū)土壤含水量低于流動(dòng)沙地和天然植被區(qū)，同一段時(shí)間內(nèi)的蒸散量與其降水量呈顯著正相關(guān)[53]。沙區(qū)的土壤水分在冬季受凍融作用的影響，土壤層在0—30 cm和100—140 cm處受凍融影響顯著，在60—100 cm土層深度影響較小，不同的地表覆蓋受凍融作用影響的土層深度會(huì)出現(xiàn)不同[54]。

4 沙地人工植被區(qū)降雨入滲變化規(guī)律

研究者對(duì)沙地的雨后水分入滲、入滲后水分再分配過程以及水分運(yùn)移規(guī)律進(jìn)行了大量的研究。目前對(duì)降雨入滲與沙區(qū)土壤含水量的垂直變化將土壤層次劃為0—20 cm處的表層干沙層、20—140 cm處對(duì)降雨響應(yīng)較大的變化層或者活躍層和140 cm以下水分含量較穩(wěn)定的層次[55]。研究者主要對(duì)干沙層和變化層的水分含量變化以及雨后水分再分配和入滲規(guī)律進(jìn)行了大量的研究，結(jié)果表明土壤的入滲速率與降水的呈線性關(guān)系，入滲速率和入滲深度與初始含水量呈負(fù)相關(guān)關(guān)系[55-62]。對(duì)不同類型的沙地雨后水分入滲規(guī)律進(jìn)行研究掌握其變化特征，并對(duì)影響入滲過程的原因及影響因素進(jìn)行了研究，得出降雨量、降雨歷時(shí)和強(qiáng)度在不同月份和年份變異較大，不同的降雨特征與其他的生物與非生物因素綜合影響生態(tài)系統(tǒng)的蒸散以及降雨對(duì)植被的根系層土壤進(jìn)行水分的有效補(bǔ)充[63-69]。

在沙區(qū)降雨后水分入滲的過程中，主要受重力影響，沙地吸水過程快于脫水。沙地水分在變化過程中進(jìn)行著能量的傳遞。在水分進(jìn)入到沙地中從淺層次到深層次土壤的含水量以及土壤吸水能力變化差值呈減小趨勢(shì)，研究表明60 cm土層可以作為水分活躍度的分界線，降雨期間水分的入滲速率為0.35～2.29 cm/h[70-71]。對(duì)科爾沁沙地樟子松人工林、山杏灌木林、草地和荒草地的入滲特征進(jìn)行研究得出，因?yàn)槭艿酵寥蕾|(zhì)地、孔隙度大小土壤容重和土壤的初始水分含量等因素的影響荒草地入滲率最快，最穩(wěn)定，累計(jì)入滲率最大，喬木林地最小。入滲回歸模型中擬合度最好的模型是Horton模型，擬合度為0.948[72]。科爾沁沙地小葉錦雞兒人工林在累計(jì)降雨量為43.4 mm后的120 h內(nèi)流動(dòng)沙丘土壤水分入滲到180 cm處，5 a生小葉錦雞兒入滲深度到達(dá)土層150 cm處。雨后流動(dòng)沙丘土壤各層次含水量變化比有植被覆蓋區(qū)變化劇烈，在植被覆蓋區(qū)隨著生長(zhǎng)年限的增加土壤淺層水增加，降雨入滲深度變小，15 a生小葉錦雞兒入滲土層深度在100 cm以內(nèi)，5 a生入滲深度在150 cm以內(nèi)。在土壤淺層形成水層，并且有植被覆蓋區(qū)入滲花費(fèi)的時(shí)間多于流動(dòng)沙丘，雨后短期內(nèi)流動(dòng)沙丘的淺層土壤含水量較高，而后固沙植被土層深處的土壤含水量高[60]。對(duì)寧夏的風(fēng)沙區(qū)封育中的退化草場(chǎng)利用地下水補(bǔ)給量的測(cè)量方式進(jìn)行研究，測(cè)定降雨后水分入滲的補(bǔ)給系數(shù)范圍在0.119～0.257[73]。在毛烏素沙地對(duì)油蒿群落有生物結(jié)皮和去除生物結(jié)皮的土壤水分進(jìn)行降雨入滲研究得出：在相同降雨條件下有生物結(jié)皮的油蒿群落水分平均入滲系數(shù)比沒有結(jié)皮的油蒿群落低，降雨后水分入滲到相同的土層深度有生物結(jié)皮的土壤水分響應(yīng)的時(shí)間更長(zhǎng)，生物結(jié)皮滯留了降雨入滲，在降雨小于20 mm時(shí)，滯留作用對(duì)10—20 cm土層更強(qiáng)，使0—20 cm土層深度出現(xiàn)水分虧缺，從而導(dǎo)致油蒿群落逐漸衰退。隨著降雨量的增加，有生物結(jié)皮和無生物結(jié)皮的油蒿群落土壤水分入滲系數(shù)呈增加趨勢(shì)。在62.75 mm的降雨量下二者土壤水分的平均入滲系數(shù)都達(dá)到了最大值[56]。在騰格里沙區(qū)對(duì)固定、半固定沙地土壤水分入滲進(jìn)行研究得出，在入滲達(dá)到穩(wěn)定前，流動(dòng)的沙丘入滲率大于半固定沙丘，但在穩(wěn)定后半固定沙丘反而大于流動(dòng)沙丘，半固定沙丘的平均穩(wěn)滲率最大，為16.8 mm/min。不同類型沙丘的入滲值達(dá)到穩(wěn)定需要6.3～8.8 min。流動(dòng)和半固定沙丘入滲量基本相同Koctakob和Horton公式比較其他的經(jīng)驗(yàn)公式分別適合于研究沙丘水分和沙層水分的入滲[74]。

降雨量決定土壤水分入滲深度和入滲速率，研究得出在毛烏素沙地單次降雨量在10 mm以上時(shí)，水分才能在沙地近地表循環(huán)中被利用，降雨入滲主要在12 h內(nèi)完成。15 mm降雨量可以對(duì)地下水進(jìn)行補(bǔ)充[75]。小于l0 mm的降水量由表層的土壤吸收，10～20 mm的降水量可以入滲到超過30 cm土層深度并對(duì)土壤有水分補(bǔ)給，但無法入滲到60 cm土層。30～40 mm降水條件下水分可以入滲到60 cm以下，并有水分補(bǔ)給，但是無法入滲到100 cm處[76]。在科爾沁沙地對(duì)土壤不同月份的濕潤(rùn)度進(jìn)行研究，沙地土層深度在40—300 cm處水濕潤(rùn)度與前月的降水關(guān)系是顯著正相關(guān)關(guān)系，當(dāng)月的降水量與0—300 cm土壤濕潤(rùn)度呈顯著相關(guān)性[71,77]。降雨不僅影響著含水率的變化同時(shí)也對(duì)地下水有一定的補(bǔ)給，對(duì)科爾沁沙地的沙丘、草甸區(qū)土壤水分變化進(jìn)行研究得出，降雨后20 min，沙丘表層的水分能達(dá)到最大值，然后開始下滲，入滲到20—60 cm。降雨越大，引起土壤水分變化的時(shí)間越長(zhǎng)。即使年降雨量在450 mm的豐水年，降水對(duì)地下水的補(bǔ)給作用很小。對(duì)于草甸地即使發(fā)生小降雨事件也能入滲到較深土層，10 cm降雨事件，20 min內(nèi)20—40 cm土層水分能達(dá)到最大值，隨著時(shí)間增加表層土壤水分開始下降，濕潤(rùn)鋒向下運(yùn)移[78]。對(duì)科爾沁沙地流動(dòng)沙丘水分入滲及再分配的過程進(jìn)行研究得出，入滲的速率與降雨強(qiáng)度呈顯著正相關(guān)關(guān)系，且存在線性關(guān)系。濕潤(rùn)鋒運(yùn)移速率是隨著降雨量的增大而加快，最后達(dá)到一個(gè)穩(wěn)定值。降雨量在13.4 mm以上是才會(huì)對(duì)地下水進(jìn)行補(bǔ)給[55]。對(duì)庫布其沙地油蒿群落的土壤水分補(bǔ)給進(jìn)行研究得出，降雨在5 mm以下時(shí)僅能使空氣濕潤(rùn)增加和降低土壤的溫度，可以緩解旱情。但不能有效對(duì)土壤進(jìn)行補(bǔ)給[65]。對(duì)科爾沁沙地小葉錦雞兒灌叢的土壤水進(jìn)行研究，42 mm的降雨可入滲到40 cm處，降雨結(jié)束下滲1 d后，20—40 cm土層含水量達(dá)到峰值[79]。

5 沙地土壤水分平衡研究

研究沙區(qū)土壤水分平衡是研究沙區(qū)水文過程的基礎(chǔ)，是研究大氣變化與植被生長(zhǎng)耦合關(guān)系的關(guān)鍵。沙區(qū)土壤水分變化過程主要由土壤水分的輸入和輸出來決定，對(duì)于沙區(qū)而言主要由降雨入滲量和蒸散發(fā)(ET)量決定。通常來說土壤含水量和植物可利用水量是對(duì)沙區(qū)植被穩(wěn)定性評(píng)價(jià)的標(biāo)準(zhǔn)?，F(xiàn)階段研究者已經(jīng)對(duì)沙地不同群落土壤水分含量和蒸散量做了大量的研究，并且發(fā)展大量模型對(duì)土壤含水量與蒸散量進(jìn)行估算。

在干旱沙漠區(qū)主要利用蒸滲儀(Lysimeter)對(duì)土壤實(shí)際蒸散量進(jìn)行測(cè)定是最有效與最準(zhǔn)確的方法[80-83]，同時(shí)通過蒸滲儀測(cè)得的數(shù)值可對(duì)其他測(cè)量方法與模型進(jìn)行校準(zhǔn)與驗(yàn)證。通過蒸滲儀確定某一點(diǎn)的植被蒸散損失量，來研究土壤水分動(dòng)態(tài)變化，從而擴(kuò)展到模擬時(shí)空尺度上土壤水量的輸入與輸出變化，有助于在沙區(qū)建立水文過程與植被格局之間的量化關(guān)系[84-87]。目前學(xué)者多在不同時(shí)間和空間尺度下對(duì)植物的蒸騰進(jìn)行長(zhǎng)期的監(jiān)測(cè)，通過對(duì)樹干液流的日變化[88-90]，季節(jié)變化[89,91]及與環(huán)境因子的關(guān)系[92-96]估算單株植物的蒸騰耗水量，結(jié)合葉面積指數(shù)及蓋度估算種群的蒸騰耗水量，實(shí)現(xiàn)了從葉片到種群尺度的轉(zhuǎn)換。同時(shí)根據(jù)測(cè)量結(jié)果建立不同尺度下的數(shù)學(xué)方程，結(jié)合土壤蒸發(fā)進(jìn)而從種群尺度擴(kuò)展到群落水平。通過對(duì)比實(shí)測(cè)蒸散發(fā)，此方法簡(jiǎn)單可行并可根據(jù)具體情況進(jìn)行尺度轉(zhuǎn)換[87,97-100]。

在土壤水分平衡研究中，建立土壤水分動(dòng)態(tài)模型時(shí)，通常把蒸散發(fā)作為確定變量，降雨作為隨機(jī)變量。根據(jù)其模型的適用范圍主要分為“木桶”模型、垂直分布模型和地下水補(bǔ)給模型[101]。“木桶”模型主要是對(duì)在植被生長(zhǎng)季根系分布區(qū)不同土壤層水分的日垂直變化，該模型適合于干旱、半干旱區(qū)域，因?yàn)楹雎缘匦我蛩厮赃m用于地形平坦區(qū)域。垂直分布模型在“木桶”模型的基礎(chǔ)上考慮了土壤各層的根密度，在對(duì)氣候與土壤關(guān)系研究中，結(jié)合土壤水分剖面變化與根系垂直生物量分布的關(guān)系，并且忽略了地下水作用，也同樣適用于平坦的干旱、半干旱地區(qū)。地下水補(bǔ)給模型是把地下水與垂直分布模型結(jié)合在一起的綜合模型。該模型適合不同土壤質(zhì)地，研究氣候和植被對(duì)土壤濕度的影響。通過水分再分配與地下水補(bǔ)給中土壤水分變化，考慮植物根系對(duì)不同層土壤水的吸收過程中，地下水在毛管流作用下產(chǎn)生上升水。

6 問題與展望

對(duì)于沙地生態(tài)系統(tǒng)，土壤水分是重要的水資源之一，它將大氣、土壤和植被的水文過程及對(duì)植被格局變化的相互影響聯(lián)系起來。它反映入滲、蒸散發(fā)、補(bǔ)給等多方面的水文過程和植物對(duì)的水分利用過程。土壤水分變化與沙地生態(tài)系統(tǒng)之間相互作用，是學(xué)者關(guān)注的熱點(diǎn)話題。本文從沙地土壤水分入滲，沙地土壤水分時(shí)空變化及其水平衡分析了沙地生態(tài)系統(tǒng)土壤水分的變化特征，研究工作相對(duì)較全面，但是由于沙地生態(tài)系統(tǒng)包含內(nèi)容的多樣性與復(fù)雜性，在未來的研究應(yīng)著重以下幾方面：

(1) 沙地水量平衡的問題一直是國內(nèi)外研究熱點(diǎn)之一，以往的研究是對(duì)沙地人工建植區(qū)單個(gè)物種角度去分析土壤水分與群落穩(wěn)定性的關(guān)系。沒有考慮對(duì)多物種共存情況下的適應(yīng)關(guān)系和種內(nèi)、種間的競(jìng)爭(zhēng)機(jī)制。因此通過控制試驗(yàn)?zāi)M野外極端天氣，結(jié)合種群內(nèi)不同物種自身生理生態(tài)變化，綜合分析土壤水分和天氣等外在因素對(duì)其生長(zhǎng)的影響，尋找到植物萎蔫時(shí)、生長(zhǎng)發(fā)育敏感期，生理生態(tài)過程的特殊期以及穩(wěn)定期對(duì)土壤水分變化的響應(yīng)，確定有效土壤水分含量變化閾值，對(duì)探討極端天氣和干旱脅迫下群落穩(wěn)定性有重要的意義。

(2) 對(duì)沙地生態(tài)系統(tǒng)的研究對(duì)象不同，所以尺度不同。在沙地對(duì)群落土壤水分變化進(jìn)行研究并且建立模型是點(diǎn)研究，通過遙感技術(shù)和水量模型綜合進(jìn)行區(qū)域水量估測(cè)的研究是面研究。但不同的空間尺度研究結(jié)果差異很大，進(jìn)而引起對(duì)水量估測(cè)的結(jié)果不夠準(zhǔn)確，應(yīng)加強(qiáng)對(duì)點(diǎn)和面上水量轉(zhuǎn)化關(guān)系研究。建立從點(diǎn)到面尺度轉(zhuǎn)化的模型關(guān)系，以實(shí)現(xiàn)在不同空間尺度轉(zhuǎn)化上對(duì)水分變化的預(yù)測(cè)，更好的定量大尺度下區(qū)域水分承載力。

(3) 沙區(qū)氣候變化引起的土地退化是全球正在面對(duì)的難題，了解氣候變化如何影響水資源可利用量和植被覆蓋度是解決這一問題的關(guān)鍵。氣候變化引起降水量的改變，進(jìn)而對(duì)植物的生長(zhǎng)發(fā)育過程產(chǎn)生影響，如水分循環(huán)、養(yǎng)分循環(huán)以及生產(chǎn)力等。建立沙地生態(tài)系統(tǒng)土壤水分—植被—?dú)庀笠蜃又g耦合模型對(duì)于掌握沙地生態(tài)系統(tǒng)水分循環(huán)機(jī)制和變化規(guī)律具有重要的意義。通過研究植被和土壤水之間的關(guān)系，建立耦合方程，同時(shí)研究不同造林模式下降雨對(duì)植被土壤水分的補(bǔ)給規(guī)律及植物對(duì)降雨的響應(yīng)機(jī)制，構(gòu)建模型研究不同造林模式下植被生長(zhǎng)變化對(duì)降水脈動(dòng)的響應(yīng)。通過點(diǎn)尺度下的時(shí)間尺度研究來推算空間尺度上植被生長(zhǎng)與降水的關(guān)系，以期實(shí)現(xiàn)通過氣象因子來預(yù)測(cè)植被變化，為沙地生態(tài)系統(tǒng)的恢復(fù)與可持續(xù)經(jīng)營(yíng)提供理論依據(jù)。

(4) 沙地有限的水資源高效利用需要合理的建植配置，也需要增強(qiáng)沙地肥力來促進(jìn)植被恢復(fù)與提高生產(chǎn)力。未來需要從沙地改土培肥、草田輪作、營(yíng)造薪炭林等方面來改良貧瘠沙地從而有效的提高沙地土壤肥力，通過合理的土地利用方式和生產(chǎn)經(jīng)營(yíng)活動(dòng)保護(hù)土壤的生態(tài)環(huán)境，探索沙地在有限的水資源環(huán)境下進(jìn)行退化土地恢復(fù)與重建，恢復(fù)土地生產(chǎn)能力。