黄土高原森林植被对陆地水循环影响的研究_地理论文

摘要：论文从土壤水文学科视角来研究和分析黄土高原森林水文作用的两个重大问题，即对总径流量和对地下水转化的影响。联系黄土高原与水循环有关的生态属性，系统阐述了林地土壤下伏干层的发现、分布、水文性质及其生物学成因。重点分析了干层因其巨大水分亏缺量阻隔重力水下渗，阻止降水垂直入渗补给地下水的作用。指出森林因其显著拦蓄径流作用，蓄积水分又难以转化为地下水，因而具有减少林地出境总径流量的作用。

关键词：黄土高原；森林；水循环；干层

中图分类号：S715.3

文献标识码：A

文章编号：1000-3037(2001)05-0427-06

　　关于森林植被对陆地水循环的影响问题，已有相当长的研究历史。其拦蓄地表径流，削洪补枯的作用已成共识。但不同研究者对森林是否增加总径流量，以及林地地表径流能否转化为地下径流，补给地下水，则其说不一^[1，2]。究其原因有二，一是对陆地下垫面的性质及其所处的生态气候带，以及由此在森林水文效应方面产生的差别缺乏深入分析；二是对林地水文效应中的土壤水文过程缺乏深入研究和了解。如地处半湿润半干旱地区的黄土高原，其上面发生的森林水文效应将具有何种自身特征，而会和南方湿润地区的土质或石质山区有所差别即是一例。指出这一点对理解不同结论的研究成果是非常重要的。

1 黄土高原与水循环有关的生态属性

　　在我国，黄土高原是一个具有独特生态属性、边界比较清楚的区域单元，历史上曾经森林广布，由于秦汉特别是明清以来，多次大规模移民，人口猛增，加上频繁战争破坏，森林植被丧失殆尽^[3]。建国以来，经长期植被建设，在 27万km² 的黄土高原严重水土流失区内，乔木林覆盖率已恢复至 9.27%，乔灌林覆盖率恢复至
15.17%^[2]。一些治理先进的小流域，已恢复至 30%～40%。在当前西部大开发生态环境建设为重的形势下，植被覆盖率将会大幅度增加。

　　研究黄土高原植被对水循环的影响，不能不注意黄土高原独特的下垫面性质和本区所处的生态气候带对水分入渗、蓄积、产流、蒸散、流向所造成的重大甚至是决定性的影响。其中重要者分述如下。

1.1 高入渗性能

　　黄土高原土壤多是粉沙含量较高、容重偏轻 (1.0～1.3) 的壤质土类型，具有较高的入渗性能。大部地区稳定入渗速率达到 0.5～1.35mm/min，初渗速率达到 15～28.5mm/min^[4]。这大大减少了降雨时发生超渗产流的机率，使绝大部分降水得以渗入土壤。

1.2 土壤水库高储水库容

　　厚层黄土构成的土壤水库，拥有巨大的蓄水库容，是水循环的一个重大影响因素。整个高原土壤持水能力达到 200～300mm/m。在蓄水库容中，死库容即不参与水循环的库容占 25%～40%，为 50～120mm/m。参与水循环的库容，即植物能够吸收的有效水库容达到 150～180mm/m。黄土层厚度达数十米甚至 100m 以上，相对于黄土高原 400～600mm 年降水量来讲，全部拦蓄储存只需上部数米土层。据多年观测，每年降水的最大入渗深度为 1～3m，半湿润地区大丰水年份方可达到 5m 以下。山川坡塬各类地形，95% 以上的年降水量入渗、蓄存于土壤，只参与土壤—植物—大气的水分小循环过程。

1.3 深层分布的根系

　　黄土高原疏松深厚黄土层，在田间最大持水量下仍保有 20% 通气空隙，为植物根系深层生长创造了适宜的生态条件。乔木、灌木和人工草地根深均在 8m 以下，一年生作物亦达 2～3m。由此形成了植物利用深层储水的强大能力，根层内可用到有效库容储水量的 70%～100%，远超过降水对土壤的可能补给量和入渗深度。

1.4 半干旱和半湿润气候和深地下水位

　　黄土高原大部地区年降水量 (P) 为 400～600mm，蒸发力 (E0) 为 800～1000mm，全区 E0＞P，这是林地发生土壤水分循环负平衡的决定性条件。整个高原地下水位多在地表以下 60～100m，这给地下水参与水循环造成严重影响。

2 当前黄土高原水文态势

　　黄河流域年平均降水量 478mm，河川天然径流量 574亿m³，相当于降水资源量的 16%。其中中游来水量 247亿m³，占 43%。黄土高原位于黄河中游，其中流经吕梁山以西严重水土流失区的窟野、无定、延、汾、泾、洛、渭七大支流，汇入河口镇—潼关河段，其集水面积为 31万km²，来水量共 187亿m³，占黄河年流量的 33%。建国以来，以修建梯田坝地、建造植被、兴建沟谷工程为内容的水土保持综合治理长年不懈，其目标均在于减流减沙，提高本区降水利用率。另一方面，发展灌溉、作物高产和植被增加增强蒸散所造成的耗水量增加，二者从蓄、用两个方面作用于中游水文循环，其结果都会造成本区水文小循环增强，大循环削弱，最终造成汇入黄河的径流水量减少。据黄河水利委员会水文部门研究，1990～1995 年黄河中游河段实测年径流量为 122.2亿m³，减少 51.6%。中小尺度例证亦有同样趋势。陕北佳卢河流域面积 1121km²，治理保留面积 320km²，其中造林面积 181.2km²。治理前 1957～1969 年年径流量为 9923万m³，治理后 1980～1989 年为 4700m³，减少 52.6%^[5]。陕北韭园沟小流域面积 70km²，治理后减少径流量 49.9%。从较长时间尺度来看，随着黄土高原生态环境建设的发展，降水利用率进一步提高，区内水文小循环量将不断增强，这对于占 33% 份额的入黄径流量的影响是不容忽视的。乔灌林地在这个过程中无疑是一个重要的影响因素。

3 黄土高原下伏干燥化土层的形成和分布

　　20 世纪 60 年代初，在陕西渭北东部半干旱区农田、关中半湿润区人工草地和陇东半湿润子午岭林区相继发现土壤存在下伏干燥化土层，简称干层 ( 图 1)。其位置在降雨入渗深度以下，即地表 2～3m 以下，土壤湿度处于田间最大持水量的 50%～75%^[6、7]。70 年代在陕北半干旱区人工草地测到的下伏干层，其湿度接近土壤萎蔫湿度^[8]。80 年代在进行黄土高原土壤水资源考察中，证实黄土高原林地普遍存在下伏干层（图 2)。干层的发生是土壤水分循环负平衡造成的，是本区植物资源特性、下垫面性质、生态气候带综合作用的结果。黄土高原位于蒸发潜势大于降水量的半湿润和半干旱地区，乔灌林和人工草地蒸散需水量超过年降水量。据 1999～2000 年测定，苹果乔木林多年平均年耗水量较年降水量多出 89.7mm。人工苜蓿草地多出 65.5mm，需水缺额通过吸取土壤深层储水来补充，使土壤深层储水得以参与土壤—植物—大气的水分循环。本区降水量只能补充上部干湿交替层的消耗水量，深层因无降水补充而发生干燥化。干层的生物学成因还表现在：①干层的土壤湿度从未发现有低于萎焉湿度的情况；②干燥化深度与根系分布深度相应，植物根系愈深，干燥深度愈大；③干燥强度因植物种类和生长年限而定，并和降水量和蒸散量的比值相应。即密度大的乔灌林地，干燥强度大于密度小的乔灌林地，乔灌林和人工草地大于农作物地，高产农田大于低产农田，有植物地大于裸露土地。由此，对黄土高原下伏干层可以给予如下定义：它是位于降水渗深以下，因植物蒸散导致土壤水分负平衡，形成长期存在的干燥化土层，其土壤湿度处在萎焉湿度至 75% 田间持水量（重力水发生湿度）之间。

图 1 蒲城农田、杨凌苜蓿草地、子午岭辽东栎林地土壤湿度剖面图
Fig..Soil moisture profile for cropland，alfalfa grassland(a) and Liaodong oaks forestland(b)

图 2 晋（吉县）陕（米脂）甘（定西）各类林地土壤湿度剖面（FC 指田间最大持水量，即重力水发生湿度）
Fig..Soil moisture profile for different forestlands in different areas

　　黄土高原下伏干层的分布存在以下规律：①下伏干层分布于黄土高原全区；②半湿润地区农田在中低产年代未发现干层；③半干旱地区各类利用土地均存在下伏干层，而且似为不可逆过程。

　　黄土高原南部半湿润地区，分布有著名的子午岭林区和黄龙山林区。80 年代以来，又发展成为规模达 70万hm² 的苹果基地。在乔木林多年生长以后，尽管出现了下伏干层，深层储水调节作用削弱甚至消失，水分供应转而依靠年度降水，林木生长虽会受到一定影响，但指出以下一点是非常重要的，即林木仍能保持正常生长，水土保持功能依然显著^[2]，苹果仍能获得预期的较高产量，单产平均可达 40000kg/hm² 左右。在黄土高原西部和北部半干旱地区，当梁峁坡面下伏干层逐渐强化后，仅依靠年度降水，林木生长会受到明显抑制，与半湿润地区相比，其生长高度相差 0.8～2.2 倍，胸径相差 0.5～1.6 倍，蓄积量则相差 5～12 倍，水土保持效益也相应降低。

4 干层影响森林水文效应的有关结论

4.1 林地下伏干层的水文性质

　　林地土壤表层 1～3m 是干湿交替层，旱季因林木蒸散土壤变干，雨季因降雨补充又恢复湿润。干层上边界为干湿交替层下缘，下边界因不同植物而异。一年生作物位于地表下 5m；苹果林地位于地表下 9.4m；油松、刺槐、辽东栎、柠条等林地和苜蓿、沙打旺等人工草地位于地表 8～10m 以下。由于测深不够，目前尚难确定。几种林地干层的土壤水分亏缺量列于表 1。水分亏缺量是指干层土壤湿度与田间最大持水量之差。在物理意义上，田间最大持水量是发生重力水过程的最低持水量，在本文中又采用“重力水发生湿度”来表达这一有物理含义的水文参数。从表 1 得知，林地土壤在 0～5m 土层中水分亏缺量达到 604～887mm，在辽东栎混交林地 0～7.4m 土层中达到 966.7mm，15 年生苹果林地 0～10m 土层达到 1071mm，均远高于所在地区年降水量。水分亏缺率表现出一定规律，半湿润地区普遍小于半干旱地区，前者变动在 41.0%～52.4%，后者变动在 65.4%～73.0%。在此种水分亏缺条件下，重力水移动不能发生，只能发生由湿度梯度引起的水分扩散移动。

表 1 林地土壤（含干层）水分亏缺量 (mm)
Table.Soil water deficit (with underlying dry layer) on forestland (mm)

4.2 干层隔断了地下水补给路径

　　黄土高原主要地貌是黄土塬和黄土梁峁，地下水埋深多为 40～100m，四周均被切割至基岩的沟谷所包围。黄土中地下水位高于沟谷中地表水流，更高于基岩中的承压水，因此无地下侧流补给，降水垂直入渗是塬面和梁峁坡面地下水补给的惟一来源。降水到达地下水位，必须通过 40～100 m厚的黄土非饱和包气带。在黄土水分下渗中，一是因吸力梯度发生的下渗，其移动距离有限，对地下水补给没有意义；一是因重力作用产生的下渗，可以长距离移动。但重力水运动以土层达到田间最大持水量，即重力水发生湿度为前提。黄土高原降水量在地表入渗—蒸散过程中，渗深只能到达干湿交替层下界，具有巨大水分亏缺量的干层成为水分传递的隔离层，中断了降水垂直入渗补给地下水的路径。关于黄土地下水补给，许多作者解释为降水通过黄土裂隙，形成优势流下渗的结果^[9]。实际上，黄土层内发育的垂直裂隙并不能形成连续水流。进入裂隙中的水流，由于水势梯度差，很快被周边土体吸收。排空的裂隙处于正压，处于负压的水分再不能排出，裂隙不能增强渗透系数，有关试验也证实了这一点^[10]。可以认为，在黄土高原气候和下垫面条件下，林地截留地表径流，渗入土壤中的水分，复又以蒸腾形式进入水分小循环，几乎不能转化为地下水。

4.3 林地减少出境总径流量

　　根据坡面小区和小流域径流监测研究，黄土高原坡耕地年径流系数一般小于 5%，而中小流域的径流系数高于坡耕地，变化在 5%～12% 之间。因为中小流域区内分布有村庄、道路、陡崖，其径流系数远较农田为高。黄土高原和南方多雨山区相比，径流系数则小得多。表 2 表明，年降雨 2000mm 的江西中部山区小流域，径流系数高达 53.6%～62.2%，较黄土高原高出 5～10 倍，单位面积产流量高出 15～40 倍。因此，研究森林对总径流量的影响，考虑不同区域产流强度背景十分重要。

表 2 黄土高原和江西红壤山区径流量和径流系数比较
Table.Comparison between runoff and runoff coefficients on the Loess Plateau and red earth area in Jiangxi

资料来源：引自李昌华测定资料。

　　根据坡面林地小区和有林小流域实测结果，证实黄土高原森林具有显著的径流拦蓄效益。表 3 表明，林地径流拦蓄效益，即较对照区径流减少量为 57.9%～96.3%。表 1 所列之林地，年径流系数均降至 1% 以下。99% 的降水入渗、蓄积于土壤之中，复又被蒸发蒸腾消耗，进入水分小循环，不能下移补给地下水。显然，黄土高原森林必然导致林区出境总径流量减少。早在 1982 年，黄委会西峰水土保持科学试验站在研究黄土高原典型林区，即子午岭林区森林对径流的影响时就指出，小流域和较大流域森林均具有显著的减少径流量的作用^[11]。

表 3 黄土高原林地拦蓄径流效益
Table.Runoff conserving efficiency on forestland of the Loess Plateau

　　在高降水量的南方湿润山区，总径流量亦表现为减少趋势。据李昌华研究^[12]，在降水量 1500～2600mm 的江西九连山林区，长绿阔叶林林冠截留雨水量年均达 300～400mm，这无疑增强了水分小循环量，使森林小流域就地耗水量增加。表 4 表明，阔叶林小流域较荒山和择伐小流域年出境径流量减少 5.1%～13.7%。

表 4 有林与无林小流域年径流量比较
Table.Comparison for annual runoff between forest and non－forest watershed

　　可以认为，不论在半干旱和半湿润的北方地区和高雨量的南方湿润地区，森林对总径流量均具有减少的作用。但不同的是南方多雨区径流系数远大于黄土高原，与无林小流域差别较小，其绝对径流量较黄土高原高出数十倍。

参考文献

第一作者简介：

李玉山 (1932-），男，江苏江都人，研究员，研究方向为土壤水分与土壤生态。