黄土丘陵枣林非生育期土壤水分.DOC

1、1黄土丘陵枣林 非生育期 土壤水分 损失 及其剖面气态水分析 靳姗姗 1 汪 星 1 汪有科 1,2 王 智 3,4 佘 檀 2 （ 1.中国科学院教育部水土保持与生态环境研究中心 ，陕西杨凌 712100； 2. 西北农林科技大学水利与建筑工程学院，陕西杨凌 712100； 3， 美国加州大学地球与环境科学系 ，弗雷斯诺 93740； 4.长安大学水与发展研究院，西安 710054） 摘要 ： 针对黄土丘陵半干旱区 枣林地土壤干化缺水严重 的现象， 利用 2012-2015 年土壤水分、温度等实测数据， 分析枣林 土壤水分损失 的 运动规律 及其 机理 。结果表明： 非生育期 是 枣 林地土

2、壤水分损失的 十分 严重 的 阶段 ， 0-200cm 土层 土壤水分损失 量 可 达到 85.64-92.34mm， 大约 是 同期 降雨量 的 2 倍 。 蒸发 是非生育期土壤水分损失的主体。 在垂直剖面上， 非生育期土壤水分损失 自上而下 呈现减少趋势 ， 土壤水分 由地下向上运移 最终在 近地表 以 气态水 形式散 失 到大气 。 土壤气态水运动 的 活跃 层在 0-11cm 土层间 ，最大深度为540cm。 受温度、相对湿度等因素的影响， 土壤气态水通量随土壤深度增加而减少 。 关键词： 土壤干化 非生育期 土壤水分损失 土壤气态水 中国 分类号： S278 Mechanism of

3、 soil water loss in non-growth period of jujube plantation in the loess hilly region Jin Shanshan1 Wang Xing1 Wang Youke1,2 Wang Zhi3,4 She Tan2 (1.Research Center of Soil and Water Conservation and Ecological Environment, Chinese Academy of Sciences3. Department of Earth and Environmental Sciences

4、California State University, Fresno 93740, America;4.Institute of Water and Development, Changan University, Xian 710054, China) Abstract: Based on the soil desiccation and water shortage problems in the semi-arid Loess Plateau in China, the soil water and temperature of 0-1000 cm soil layers in a d

5、ense jujube plantation was measured during 2012 to 2015 in order to investigate the mechanism of soil water loss in jujube plantations in the region. The results of our analysis showed that evaporation is the main reason of the soil water loss in non-growth period: the soil water moved toward the up

6、per soil layer and eventually converted to water vapor when near the soil surface, then diffused into the atmosphere. The soil water loss in the non-growth period is serious: the amount of soil water loss in 0-200 cm soil layer was up to 85.64-92.34 mm, which is about twice as much as contemporaneou

7、s rainfall. Both the water loss amount and the net flux of soil water vapordecreased with the increase of soil depths in the 0-540 cm soil profile. The most active layer of soil water loss is 0-11 cm. Key words: soil desiccation, non-growth period, soil water loss, soil water vapor 红枣 作为黄土高原半干旱区 山地退

8、耕还林 的 主要种植树种 ，对当地经济发展和生态环境起到重要作用 1-2。受该区自然条件 、树木耗水特性和人为 因素等影响， 林地 土壤水分损失1收稿日期 ： 2016-02-29 基金项目 ： *林业公益性行业科研专项资助项目（ 20140470）、“十二五”国家科技支撑计划资助项目（ 2011BAD29B04、2013BAD20B03）和陕西省科技统筹创新 工程计划资助项目（ 2013KTZB02-03-02） 第一作者： 靳姗姗（ 1990-），女，硕士 研究生 ，主要从事林地耗水研究 。 E-mail: 严重，甚至出现永久性土壤干层 3。 长期以来 为 了改善林地土壤水分状况，人们对多

9、种旱作技术进行 了持续 研究与推广 4-6， 但 林地土壤水分 的 研究主要集中在林木生育期 ， 非生育期相关 研究十分罕见，似乎被忽略 7。 虽然生育期是林木生长耗水最主要的 时期 ， 具有十分重要的研究意义 ，但 由于 北方 林木 非生育期 ， （ 说明： 由于林木树种不同，生育期具体时间段不一样，因此这 里只说明了是指果实收获至次年萌芽，对于枣树而言，在下文中有具体说明）即果实收获以后至来年萌芽阶段 降水较少 ， 蒸腾作用弱 ，但 蒸发持续存在 ， 成为林地全年土壤水分降低严重的 阶段。 非生育期土壤水分 蒸发 损失会导致来年春季土壤水分供给不足 ，造成枣树萌芽、展叶不良甚至减产 8-9

10、，所以 非生育期旱作林地土壤水分研究仍然是不可忽视的重要环节 。 以往 有关 农林地 土壤水分蒸发损失 规律的报道 较多 10-11，但研究重点主要在 蒸发 的时间尺度规律和影响因素 上 ， 从 水汽扩散角度对土壤水分蒸发损失 机理的研究较少 。 另外， 过去对 蒸发测量方法的假 设均在地表 ， 但 由于土壤水分蒸发过程复杂、 蒸发量测定困难等原因 ，对 蒸发 深度 的研究 罕见 11-12，尤其是 当 地 表长期处于 土壤水分 胁迫状态下， 土壤 气态水 运动占据重要地位时 的 相关 研究更少。 研究评价枣林非生育期土壤水分 运动 特征与规律，分析其形成机理，可以为山地枣林土壤水分恢复措施提

11、供更加准确的切入点。 本文以陕北黄土丘陵区 山地 枣林为研究对象，通过分析土壤水分 周年 变化规律， 重点对枣林非生育期土壤水分损失 进行分析评价 。 由于 研究区非生育期土壤水分较低，均小于田间持水量的 60%，因此强化了土壤水热特性对土壤水分蒸发的作用 。当土壤含水量低于最大吸湿水时，形成干土层，下层土壤水分将逐渐运移到干土层，最终被气化进入大气。 从土壤气态水运移角度 来 深入分析该区土壤水分损失规律和机制， 可以 为半干旱区旱作枣林发展及建立良性林地土壤水分生态环境提供理论和技术支撑 。 （说明：根据专家意见，将 2.“结果与分析”和 2.1“生育期与非生育期枣林地土壤水分变化”两部分

12、之间的内容添加到了前言部分的最后一段，并结合之前前言最后一段的内容进行了修改。） 。 1 材料与方法 1.1 研究区概况 研究区 位于中国典型黄土高原丘陵沟壑区陕西省 米脂县远志山 ， 山上种植有 3-12 年 不同林龄 重 度修剪程度的 成片密植 矮化 山地枣林 ，枣树株行距 为 23m，林地为 水平梯田 和 水平阶 。 样地海拔 890m，属于中温带半干旱性气候区 。年平均降水量为 451.6mm， 年内分布不均，主要集中在 79 月份，年潜在蒸发量在 1600mm 左右。研究区 05.0m 土层内土壤质地均一，土质松软颗粒细，粉粒、砂粒和粘粒三种粒级所占百分比分别为 7.7%、 47.8

13、%和44.5%，为 典型黄绵土 。土壤容重为 1.291.31g/cm3， 最大吸湿水为 3.2%， 用环刀法测定 平均田间持水量为 23.4%。 该区黄土层深厚， 地下水位超过 50m。 1.2 试验布置与指标测定 2011 年 10 月在 11 龄 11a 中龄林 枣林地布设 CNC100 型中子 水分测 管 ， 每隔 3 个月进行一次标定。测管 统一安装在枣树西侧 50cm 的位置 ， 安装深度 为 5m，监测深度步长为 20cm，监测 初始 时间为 2011 年 10 月 27 日 ， 每隔 10 天 测定一次土壤水分。 每三个月对中子仪进行一次标定。 2014 年 5 月在试验地开挖

14、 一 直径 1.0m、深 10m 的 土柱 ，土柱上沿露出地面 15cm。土柱被人工开挖后， 内壁用 约 1mm 厚的 塑料与周围土壤隔开，防止周围土壤水分和植物根系对土柱内土壤水热特性 产生影响 。土柱采用 分层填埋土壤 的方法，逐层人工压实 使土壤 接近当地容重， 大致为 1.21.4g/cm3。考虑到表层土壤水分变化率大，根据上密下疏的原则布设仪器进行定位连续观测。分别在距地表以下 1cm， 0.11m 内每隔 10cm， 13m 内每隔 20cm，36m 内每隔 50cm， 610m 内每隔 100cm 插入水分探针 ， 监测时间步长为 30min。为防止表层探针的 损坏 ，在井口周围

15、用铁丝网进行保护。 用烘干法对 水分 探针进行校准，校准方程为： 9 0 1.10 3 9.1 xy 988.02 R x 探针法监测的土壤体积含水量， % y 烘干法测定的土壤体积含水量， % 试验期间对枣树不进行任何灌溉措施，完全依靠天然降水对其进行补给。 土柱所 使用的 土壤水分探针为美国 CAMPBELL 公司生产的 CS650， 可 用于测定土壤 体积含水量（ ， cm3/cm3）和温度（ T， ），数据采集器为 CR1000。样地附近设有 BJJW-4小型气象站。监测指标包括气温（ T，）、相对湿度（ RH， %）、降雨量（ P， mm）， 总辐射（ R， W/m2）、 太阳 净辐

16、射（ Rn， W/m2）、土壤热通量（ G， W/m2）和风速（ V， m/s），监测 时间 步长为 30min，与水分探针一致。 (a) (b) 图 1 试验布设示意图 （说明：已按照要 求将所有图改成 JPG 格式） 1.3 数据处理 1.3.1 土壤水分损失计算 土壤水分损失量 计算 ： HW 10 （ 1） 式中 土壤体积含水量， cm3/cm3 W 土壤储水量， mm H 土层深度， cm p r e s e n ti n i t i a ll o s s WWW （ 2） 式中 losW 土壤水分损失量， mm initialW 土壤初始含水量， mm presentW 土壤现有含

17、水量， mm 1.3.2 土壤气态水 通量计算 ： 土壤中损失的水分 最终在近地表 以 气态水 形式 散失到大气 ， 该 扩散 过程符合 菲克第一定律 。 该定律表明：通过单位面积的物质流量与 其浓度梯度成比例。那么，通过单位面积的水汽通量则是关于水汽压浓度梯度的函数 13： zaDq vv （ 3） 式中 vq 土壤气态水 通量 ， g/cm2 s 水汽增强因子 ，无量纲 a 土壤孔隙含气率，在大气中认为该项为 1 D 土壤中的水汽扩散系数 ， cm2/s v 空气的水汽密度， g/cm3，水汽密度 是 关于水汽压vs （ g/cm3）和土壤温度 T（ K）的函数 13 z 水汽扩散的一维垂

18、直方向 ， cm sna /3/7 （ 4） RTghTvs expv （ 5） 式中 n 土壤孔隙度 s 土壤饱和含水量， cm3/cm3 R 通用气体常数， R =8.315 107 ， J/mol K g 重力加速度， g =981， cm/s2 h 水势， cm ， vs 温度 T （ K）下的标准饱和水汽密度， g/cm3， 可由以下方程表示 14: 3131vs 101029.779.6 0 1 437.31e x p TTTT （ 6） 是为减少计算值与实际测量值之间误差而引进的参数。本研究使用 Cass et al 和Campell 提出的经验公式进行计算 15。 36.21e

19、 x p13scfbsb （ 7） 式中 水汽增强因子，无量纲 cf 土壤粘粒的比重 ， 无量纲 b 经验参数 。根据该试验区土壤质地的类型， 使 用经验参数值 14.5 进行计算 16。 目前有多种方法可以用来估测土壤中气态水的扩散系数。 研究表明， 在不同干旱程度的土壤中 ，水汽扩散系数与孔隙度有着密切的相关关系。在 本研究中，使用 Lai 等人提出的经验公式 13进行计算： 03/5*D Dn （ 8） 0D 是空气中水汽的扩散系数，它是关于温度 T （ K） 的单值函数13： 75.10 273229.0D T （ 9） 2 结果与分析 2.1 生育期与非生育期 枣林地 土壤 水分 变

20、化 0-200cm 土层是降雨入渗和枣树根系耗水的主要影响深度 20。 （说明：这是引用参考文献 30 中的结论，由于 0-200cm 是陕北枣林根系含水的主要深度，因此在该部分论述中，主要以该层深度为对象进行分析。） 利用中子水分测定仪 2m土壤水分实测 数据，绘制 2012-2015三个 连续 枣林生长 周年 全年 （“周年”是指枣树一个生育期和一个非生育期的全部时期，为了更好的表达，已经“周年”改成“全年”） 土壤平均含水量逐月变化动态图。以每年 4-9月作为生育期， 10-次年 3 月为非生育期 进行分析和讨论。由图 2 可知，土壤水分的 全 年 响应规律类似，每年生育期土壤水分均 处

21、于 加的阶段 增加的阶段 （说明：根据专家意见，已进行了修改） ，而非生育期处于最低阶段。在 2012-2013 年第一个枣林生长周年内，生育期和非生育期土壤平均含水量分别为 9.78%和 7.68%，分别在 2012 年 10 月和 2013 年 3 月达到最大值 11.06%和最小值 6.49%。生育期 内 ，土壤水分 呈增加趋势 ， 由 9.70%变为 11.06%，而非生育期过后，土壤水分损失严重，损失量达到 91.40mm，是同期降水量的 2.00 倍 2 倍（根据专家意见，已进行了修改） 。在 2013-2014 年第二个枣林生长周年内，生育期土壤平均含水量为 9.92%，最大值出

22、现在 8 月，含水量 为 11.56%，经历一个生育期，土壤 含水量增加 3.50%，这是因为当年降水补给量大于枣树蒸散量，多余水分被储存在土壤中 。 而非生育期过后土壤水分仍然降低，损失量高达 92.34mm，相当于同期降水量的 2.11 倍。在2014-2015 年枣林第三个生长周年中，生育期土壤储水量增加 63.25mm， 而 非生育期土壤水分损失 85.64mm， 是 同期降水量的 2.24 倍 ，由此可以看出非生育期是 枣林地土壤水分损失十分严重的阶段 。 魏新光 10在研究不同修剪程度对陕北枣林土壤蒸腾的影响中得出，在 重度修剪条件下枣树生育期蒸腾量 为 160.7mm， 平均降雨

23、量为 407.6mm， 根据小型蒸渗仪的实测数据计算生育期枣林地实际蒸发量 的 平均值为 251.3mm， 可以看出 尽管 生育期枣树生长量大，蒸腾蒸发量高，但此时正逢每年雨期，降雨补给使耗损的土壤水分得到补偿 ， 在长期的自然水文循环过程中，雨水补给量与蒸散量基本持平。 （ 说明：根据专家意见，已补充了枣树蒸散量和降雨量的数据。） 图 2 2012 年 5 月 -2015 年 9 月 0-200cm 土层月 平均土壤水分变化动态 （说明：根据专家意见，将文章所有图表均放在了文字后面。） 2.2 非生育期 林地土壤水分 垂直 损失 一般认为，土壤水分消耗包括作物蒸腾，土壤蒸发和深层土壤水分渗透

24、，但在非生育期，尽管枣树存在蒸腾，但目前对于冬季（非生育期）蒸腾量的测量计算没有较成熟的方法，大多研究者认为休眠期树木蒸腾量较小 31-33。另外，由于黄土层深厚，大量研究表明土壤水分入渗深度很少超过 4m34-38，因此基本不存在水分的渗漏损失，所以蒸发是非生育期土壤水分损失的 主体 。 （说明：考虑到本 段内容与下文联系不紧密，已将其删除。） 利用 2014 年 10 月 -2015 年 3 月 0-1000cm 土层定位自动观测数据，对非生育期土壤水分垂直剖面特征进行分析并绘制图 3。 由于定位自动监测试验在布设时用厚膜对周围土壤进行隔离，排除了根系对土壤水分的消耗，因此计算出的土壤水分

25、损失为蒸发损失量。由于蒸发是非生育期土壤水分损失的主体，所以 考虑和分析蒸发导致的 通过分析 土壤水分 的 垂直变化，可以更好的揭示非生育期 蒸发 损失 规律 。 （说明：文章是想表达通过土壤水分的垂直变化来分析蒸发的规律，已对其进行了修改） 根据 图 3a， 按照土 壤水分状况的不同，将 0-1000cm 垂直剖面分为 3 个层次。第一层位于 0-200cm 深度范围，该层土壤水分波动大，土壤水分损失严重， 损失量 占整个 10m 土层总损失量的 82.26%。 这说明在考虑土壤蒸发损失控制措施时，主要解决 0-200cm 土层的技术难题。第二个层次位于 200-500cm 土层，由图 3a

26、 还 可知，观测期内该层土壤水分基本保持不变，损失量较少，只有 0.10mm。另外， 因枣林耗水 在 该 土壤深度范围内 形成的 永久性土壤干层 土壤干层 （ 说明：文献 10 中提到了永久性干层这个概念，由于土壤干层具有在一定时间段内稳定不 变的特征，因此成为永久性干层，考虑到该名字还没有被大多数科学家所认可，已将文中改成“土壤干层”。 ） 是枣树根系可以到达的范围。在枣树生长季，当降雨不足时往往会造成上层土壤水分无法满足枣树生长需求，所以该层土壤水分被消耗至接近凋萎系数，尽管雨期降雨量大，但很难入渗到 200cm 以下深度 7。 由于干层土壤含水量通常接近或等于凋萎系数，在 这种较干燥的土

27、壤中气态水运动作用大，不能够被忽略，因此 土壤干层的形成使土壤 中的 气态水运动活跃， 而 液态水运动减弱 。 （说明： 杨文治老先生 1985 年的一篇文献中指出，对于黄绵土来说，当 土壤含水量低于田间持水量的 60%时，液态水运动就已经缓慢，而接近凋萎系数时，则应相当活跃。 文献出处： 杨文治 , 韩仕峰 . 黄土丘陵区人工林草地的土壤水分生态环境 J. 中国科学院西北水土保持研究所集刊 (土壤分水与土壤肥力研究专集 ), 1985, 2: 001.） 第三层位于500cm 深度以下，由于枣树根系难以到达，该层土壤水分基本处于初始状态，在整个非生育期内变化极小，土壤水分 蒸发 损失量仅有

28、0.07mm。但受土壤基质势的作用会缓慢向上层水势较低的土层运移，对上部土壤水分有一定的补充作用，土壤水分曲线呈阶梯状 。从整体看，非生育期土壤水分损失由上而下呈减少趋势， 200cm 深度以上是土壤水分损失的主体。 为进一步分析 0-200cm 土层土壤水分损失状况，分层计算土壤水分损失量，并绘制成条形图，如图 3b。根据 本实验观测期数据非生育期 降水入渗深度最大为 20cm，对 20cm 以下深度土壤水分基本无影响，所以在采用水量平衡法计算 0-20cm 土层土壤水分损失量时需考虑降水影响，而其他土层则不予考虑。根据非生育期前后土壤储水量变化和降水量，得出0-20cm 土层水分减少了 4

29、7.47mm，占该层土壤水分总损失量的 58.73%。从图 3a 中可以看出， 1cm 土层土壤水分变化较小，土壤含水量在 2.96%-3.93%之间，接近研究区土壤最大吸湿水，形成干土层。干土层是土壤水分以水汽扩散形式进入大气的 剖面 ，随着干土层厚度的加深，土壤气态水活跃的深度也在加大。 20-30cm、 30-40cm 和 40-50cm 土层土壤水分损失量分别为 7.84mm、 6.64mm 和 5.02mm，比 0-20cm 土层小了 40mm 左右，而 50cm 以下土层土壤水分损失量更少，均低于 5mm，这说明地表至 20cm 土层土壤水分损失最严重 ，也是气态水运动最活跃的层次

30、，且随土层深度增加，土壤水 分损失由上到下不断减少。但无论是哪个土层，损失的土壤水分最终会逐层由下向上运移至近地表，并以气态水形式散失到大气，因此越靠近地表，气态水所占比重越大，损失量越大 。 （说明：考虑到这部分描述缺乏数据支撑，因此已将其删除。） (a) (b) 图 3 0-10m 土层 不同深度土壤水分动态 2.3 土壤气态水运移 土壤中的水分包括固态、液态和气态三种形式，通常液态水占主体，但随着季节变化土壤水分的形态 也在 转化。其中固态水主要存在于冬季冻层土壤内，而液态 水和气态水则全年都 存在 ，并处于不断运动和转换中。 非生育期土壤水分损失的主要 形式 是蒸发，而蒸发是土壤中的液

31、态 或 气态水向地表运移， 最终在 近地表 层 以气态形式散失到大气的 过程。 这种 大气和陆地之间水分和能量交换 过程 ，在地气界面能量平衡和整个水分循环中起着不可替代的作用。 由于 研究区 非生育期 气候干燥，土壤质地疏松多孔， 通过调查 测量 和对地表层土壤进行取样 并 烘干测定 其 含水量发现， 一般 在地表形成约 1cm，甚至更大 厚度 的松散干 化 层，干 化层含水率仅为 3%左右 。 由下层 土壤 运移的 水分 会 在干化层底部 被 气化 并损失 。 因此 为进一步揭示土壤水分 损失的实质 ，有必要对土壤气态水运移 过程 进行分析 。 （说明：这部分的数据是实际观测到的结果 ，已

32、在该部分内容中进行了补充说明 ） 2.3.1 土壤气态水 垂直 运移 规律 早在 20 世纪初期，温度梯度作为土壤气态水运移的主要驱动力已被 众 多 学 者所认可 17。图 4a 为 2014 年 10 月 -2015 年 3 月非生育期 10m 土层不同深度 月平均 土壤温度的时空变异曲线。从图中可以清晰看出曲线 大致呈倒三角形 ，说明上层地温变幅较下层大。 1cm 土温变化最剧烈，最大值出现在 2014 年 10 月，平均土温达到 18.3，最小值为 -6.2，出现在 2015年 1 月，温度变幅为 24.5，而 500cm 和 1000cm 深处土温变幅分别为 2.1和 0.5，这说明随

33、深度增加，土壤温度逐渐趋于稳定，深层土温基本不存在年际变化。图 4a 中黑色实心曲线为各土层非生育期的平均土温，可以看出在 600cm 左右出现了土壤温度的最高点 ，说明该深度是非生育期的一个发散型温度零通量面，零通量面以上，下层土温高于上层土温，为土壤气态水运移提供了方向和动力，零通量面以下虽然土壤 温度逐渐减少，但降低幅度小，其中 600-1000cm 之间土温仅相差 0.06，可以认为是恒温层，土壤水分运动较弱。为进一步确定土壤气态水运移的活跃深度和最大深度，用变异系数作为衡量指标对其进行定量分析。分层计算 2014 年 10 月 -2015 年 3 月 整个 10m 土层 不同深度土壤

34、温度变异系数 ， （说明：已对时间范围进行了补充，用绿色进行了标注，） 得到土壤温度变异系数与土层深度之间的关系，如图 4b。可以看出两者呈极显著的乘幂关系，相关系数达到 0.98，其拟合方程为： xey 3269.465.832 （ 10） 式中 y 土壤深度， cm x 土壤温度变异系数， % 变异系数处于 0-0.1 之间，表示较弱的变化程度，而在 0.1-1 之间表示中等的变异程度，大于 1 为较强的变异程度。从图 4b 中可以看出，随着深度增加变异系数逐渐减小并趋于稳定。根据拟合方程计算出变异程度为 0.1 和 1 时的土层深度，分别 为 540cm 和 11cm，这说明从温度 变异

35、性 的角度分析， 0-11cm 土层间土壤温度变异大，可以认为是当地土壤气态水运动的活跃层，而 540cm 以下土壤温度变异程度极小，是土壤气态水运动的最大深度 。 （说明：上文 600cm 深度只是通过土壤水分数据观测到的大概深度，所以在上文中用 600cm 左右进行了描述，而该部分中提到的 540cm 的深度是根据本部分内容中的公式 10 进行计算得到的，更加准确。） 除温度梯度外，水势梯度对气态水运移也起着重要作用，主要控制着气态水运移通量的大小。图 4(c)为非生育期各土层水势梯度（ H/ ，向上为正）随深度的变化曲线。由图 4(c)可知， 0-20cm 土层水势梯度为 156.1-1

36、98.5 kPa/cm，分别是 20-200cm 和200-600cm 土层间水势梯度的 13.6-17.4 倍和 149.4-189.9 倍，而 600cm 土层以下水势梯度趋近 0，这与温度变化规律一样，越接近地表，水势梯度越大。利用修正过的水汽扩散模型，计算非生育期不同土层土壤平均气态水通量，并绘制图 4(d)。可以看出土壤气态水通量受温度和水势梯度的共同作用，表现为上大下小的趋势，随深度增加不断减小，这和上文 土壤水分损失量的垂直变化规律类似。其中 1-10cm、 10-20cm 和 20-30cm 土层间土壤气态水通量最大，分别为 4.63 10-7 g/cm2.s、 3.22 10

37、-7 g/cm2.s 、 2.98 10-7 g/cm2.s，从数量级上看，大约是 30-200cm 土层气态水通量的 10 倍，是 200-500cm 土层气态水通量的 100 倍，是500-1000cm 土层气态水通量的 103-104 倍，这与上文得出的 0-11cm 和 540cm 分别是土壤气态水运移的活跃深度和最大深度的结论基本对应。 (a) (b) (c) (d) 图 4 2014 年 10 月 -2015 年 3 月 0-1000cm 土壤温度 、 水势 梯度 、土壤气态水通量 及变异系数 2.3.2 土壤气态水昼夜运移 规律 近地表是土壤水分蒸发和能量传输的活跃和关键地带。选

38、取枣林非生育期内 3 个典型晴天（ 2014/10/16 -10/18），绘制 3 日气温、地表温度和 10cm 土层的昼夜变化曲线 （图 5） 。根据图 5，地表温度变化最剧烈，温度变化在 4 -35.5之间， 显著大于气温和土壤内部温度。这是因为白天随着太阳辐射逐渐增强，气温升高并带动地温由表层向下增加，因表层土壤温度变化速率大，在地气界面和土壤内部分别产生向上和向下两种不同方向的温度梯度，导致气态水向大气和土壤深层扩散，形成一个 发散型的水汽零通量面 。从图中还可以看出， 10cm深处土壤温度的最大值和最小值分别为 25.2和 8.0，温差比地表小 14.3，这说明随着土壤深度增加，温度

39、梯度逐渐减小。 地气界面和浅层土壤之间较大的温度梯度为土壤气态水运移提供了强大驱动力 。 （说明：由于在 2.3.1 部分的第一句话就引用相 关文献说明了温度梯度是水汽运移的主要驱动力，所以在该位置直接进行了描述。） 图 5 气温和土壤温度的昼夜变化动态 利用修正过的水汽扩散模型，计算 1-10cm、 600-700cm 和 900-1000cm 深度范围内土壤气态水通量，绘制土壤气态水通量 在 2014 年 10月 16日 -10 月 18日三个典型晴天的 瞬时 （说明：已对时间段进行了补充，补充部分用绿色进行了标注） 尺度变化曲线，如图 6。由图 6可知，不同土层之间土壤气态水运移规律类似

40、，呈高低起伏的波浪动态模式。白天，上层土温高于下层土温，产生向下的温度梯度，土壤气态水 运移方向向下，气态水不断向下层土壤聚集；夜晚相反，土壤气态水由下层土壤向上层土壤运移，最终通过近地表干化层进入大气蒸发损失。从运移速率的数量级上看， 1-10cm 土层气态水通量是 600-700cm 土层的 102-104倍，尽管 600-700cm 与 900-1000cm 土层土壤气态水通量处于同一个数量级，但前者仍大于后者；从气态水向上运移持续时间上看， 1-10cm 土层较长，比其他两土层多出约 6 个小时，这说明越接近地表土壤气态水运动越剧烈，这与上文结论一致。另外，虽然 600-700cm 和

41、900-1000cm 土层气态水 向下运移速率大于向上运移速率，但上移过程持续时间长，在晴天土壤水分仍表现为损失。为验证以上结论，对 10 月 16 日三个土层土壤气态水通量的速度变化曲线分段求积分，计算土壤气态水日净通量。 为提高数据处理的准确性和可靠性，对上述函数进行分段时，要求每一个分段函数变量之间的相关系数达到 0.97 以上。通过计算得出 1-10cm、 600-700cm 和 900-1000cm 土层土壤气态水日净通量分别为 0.422mm、 5.75 10-3mm 和 2.63 10-5mm。从量上看，气态水日损失并不大，尤其是 10cm 以下土层随着深度 增加迅速减少，但如果

42、将每个土层日土壤气态水损失量进行累积可以发现，在黄土高原半干旱区 长达 6 个月 的枣林非生育期内 ，土壤气态水损失不容忽视。 假如 用 2014 年 10 月 16 日 1-10cm 土层气态水日净通量作为平均值，对整个非生育期气态水损失量进行估算，得出气态水总损失量为 70.47mm，这与同年非生育期土壤水分实测损失量相比，估测值偏小 ，但仍然看出以气态水形式损失的土壤水分不可忽视，可定性 评价 气态水 在非生育期土壤水分损失中 具有 重要 作用 。 图 6 不同土层土壤气态水通量昼夜变化动态 2.4 影响 土壤气态水运移的因 子 分析 以土壤气 态水通量为因变量，气温、相对湿度，风速、净

43、辐射、总辐射和地表土温 6个因子作为自变量，计算各因子的通径系数，并求解 6 个因子对土壤气态水通量关于通径系数的正规矩阵方程组，分析自变量对因变量的直接作用（通径系数）和间接作用，见表 2，通径系数为正说明自变量与因变量呈正 效应 ，为负则 呈负效应 。根据各因子对土壤气态水通量通径系数的显著性检验可知，除了风速以外，总辐射、净辐射、气温、地表土温和相对湿度 5 个因子均是极显著的，其中 地表土温 的 通径系数 （说明：对通径系数的描述进行了补充，已用绿色进行了标注） 最大， 为 -0.88，其次为 气温 ，通径系数为 0.79，说明温度是影响土壤气态水运移的主要因素，这与上文结论和前人研究

44、结果一致。相对湿度对气态水运移的作用仅次于气温，通径系数为 0.68，其作用主要表现在相对湿度越高，水汽越接近饱和，土壤蒸发速度越慢，当相对湿度较低时，大气水汽压低于表层土壤水汽压，形成向上的水 汽压梯度，易使表层土壤水分减少，进而引起下层土壤水分的运动，使下层相邻土层间产生一定的水汽压梯度，造成水汽的上下运动。另外，在相对湿度较大的季节，当温度达到露点温度及其以下时会在地表面产生露水 18，露水的形成 对土壤气 态水运移起到一定的抑制作用。总辐射和净辐射的通径系数分别为 0.56 和 -0.59，但从两者与其他各因子的间接作用可以看出，辐射主要是通过影响气温、地表土温和相对湿度三个因素间接影

45、响气态水运移。风速对土壤水分运动影响相对较小，通径系数只有 0.05，但风速对气温和相对湿度的通径系数分别为0.30 和 -0.37，为显著通径系数，说明风速可以通过影响地表小环境对气态水运动起到一定作用。 表 2 气象等 影响因子 对土壤气态水通量的通径分析 间接作用 气象因子 通径系数 风速 总辐射 净辐射 气 温 地表土温 相对湿度 间接 作用 和 风速 0.05 0.43 -0.68 0.30 -0.02 -0.37 -0.33 总辐射 0.56* 0.04 -0.88 0.37 0.03 -0.31 -0.76 净辐射 -0.59* 0.04 0.54 0.36 0.08 -0.29

46、 0.54 气 温 0.79* 0.03 0.36 -0.57 -0.60 -0.55 -1.34 地表土温 -0.88* 0.00 -0.02 0.08 0.39 -0.46 -0.01 相对湿度 0.68* -0.03 -0.34 0.52 -0.55 0.60 0.21 理论上讲 除 气象因素外，地形、土壤含盐量、土壤质地等也能够对土壤气态水运动产生一定影响。阳坡受光照强， 气温和 地温昼夜温差大，与阴坡比更容易造成水汽的损失。土壤含盐量较高时，地表水分蒸发后留下的盐膜会抑制下层土壤气态水的损失。 由于 研究区土壤含盐量较低，基本不存在盐膜的阻碍作用。地下水位埋深 较深 ，低于最大毛细管

47、上升高度时，对上层土壤水分运动影响小。 影响土壤气态水运移的因子较多，各因子之间并非相互独立，而是有着千丝万缕的关系，但 在不同环境下各因子作 用强弱不同 ，需要 今后深入研究 。 3 讨论 以往研究大多注重作物生育期土壤含水量的空间变异，这是因为土壤含水量的变化与作物经济效益和生态效益直接相关。 从 2012-2015 四年土壤水分实测资料来看，非生育期土壤水分处于降低阶段，而相关研究却较少。 本 研究得出 枣林非生育期是土壤水分损失主要阶段的结论 ， 并通过计算表明非生育期土壤 损失量约占同期降雨量的 2 倍，这与 汪星、周玉红等30人在研究黄土高原山地密植枣林土壤水分特性时强调防止非生育期冬季土壤水分损失重要性 的结论基本一致。 在非生育期做好保墒措施不仅能够节水保水，也 对枣树来年生长具有十分重要的作用，尤其在干旱半干旱区， 更 需引起关注和重视。 本研究 通过分层计算 1