注：未包括该分区中“青藏高原草甸草原森林地区”面积。

　　在黄土高原全年降水量中，降雨量远大于降雪量，加之冬季降水在全年降水量中所占比例很小，因此黄土高原的雨水资源可近似地代表降水资源。

　　据黄土高原综合考察队资料^[2]，区内河川径流量和地下水总量分别为 392.83×10⁸m³ 和 263.11×10⁸m³，若扣除重复水量 190.45×10⁸m³，则地表水与地下水之和为 465.49×10⁸m³，可计算得到雨水资源总量为 1921.42×10⁸m³。

　　雨水资源量在各地带的分配状况，可根据表 1 所示的各地带降水总量与占全区降水总量所占比例估算，即风沙草原地带为 288.21×10⁸m³、草原地带为 420.79×10⁸m³、森林草原地带为 997.22×10⁸m³、森林地带为 215.20×10⁸m³。

　　由上述分析，黄土高原赋存于土体中的雨水资源量相当可观。它相当于地表水和地下水总量的 4.1 倍。按联合国粮农组织 (FAO) 的定义，年（或季）降水中可在降水地点、不须提水、可就地直接或间接用于作物生长的那部分水，其数量即为有效降水量。这样，降水渗入土体总量即土壤总湿度 (W_t)，减去深层渗漏量或重力渗透补给地下水的水量 (W_f)，即为有效降水量 (P_e)^[3]。

　　在黄土高原广大地区地下水埋藏很深，不参与土壤水分循环过程，另外在枯水年或平水年，以及降水较少时，不产生深层渗漏的情况下，即当 W_f＝0 时，P_eW_t。在降水初停后，W_t 则大体相当于土壤饱和持水量与田间持量之间水分储量水平。所以，在一般情况下，P_e＜W_t，当土壤总湿度相当于饱和持水量时，即相当于土壤潜在有效供水能力时，土壤储水存留时间很短暂，因而常趋近于土壤实际有效供水能力，即田间持水量 (W_fc) 水平，这时 P_e≈W_fc。因此，田间持水量 (W_fc) 可视为林草植被建设以植物蒸腾耗水为主体的生态用水的上限。

2 雨水资源的赋存条件与土壤水资源利用

2.1 土壤水库效应

　　黄土高原深厚的黄土覆盖为雨水资源转化为土壤水创造了得天独厚的赋存条件。黄土性土壤深厚而多孔，可形象地称为土壤水库，其持水空隙可达 25%～30%，土壤水库的总库容相当于饱和持水量所容纳的水量。据测定，200cm 土层的持水容量可达 551.1～847.4mm，即每 104km² 达 55.1×10⁸～84.7×10⁸m³ 水量，在重壤土条件下，持水容量可达 1000mm 左右，即每 104km² 达 100×10⁸m³ 水量。但由于在土壤饱和持水量条件下，常因为重力作用和极强的蒸发作用导致土壤水存留时间甚为短暂，因而经常起作用的是土壤水库的调节库容，其上限相当于田间持水量，200cm 土层的蓄水能力为 450～600mm，即每 104km² 达 45.0×10⁸～60.0×10⁸m³ 水量。当土壤湿度低于凋萎湿度时，为土壤水库的死库容，土壤水分不能为植物利用，称为无效水。田间持水量与凋萎湿度之间土壤所含水分为有效水分，为土壤水库的有效库容。表 2 表明了土壤水库不同库容的蓄水容量。

表 2 土壤水库的蓄水容量（mm/2m）
Table.2 Water storage capability of soil-reservoir

2.2 土壤水的循环与平衡

　　土壤水是雨水派生的一种重要的可再生水资源，它是区域水资源总量的主要组成部分。土壤水由于降水、蒸发、蒸腾、径流和地下水等因素的影响，经常处于循环变化之中。土壤水循环在时间上具有年周期特征，在空间上表现为循环深度和强度的差异。土壤水循环各要素，从陆地水量平衡角度分析，水分的输入量和输出量，从长远和大范围来说，是基本保持均衡的，从而建立起水量平衡的概念。

根据试验数据，经过计算获取的土壤水分平衡年周期的多年平均值，无论是人工林地或草地，还是农田或裸地，年平均蒸散量与年平均降水量之比值接近于 1.0，基本保持平衡（表 3）^[4]。

表 3 黄土高原不同土地利用条件下的土壤水分平衡分布
Table.3 Soil water balance distribution in different land use types in Loess Plateau

　　虽然按较长时间序列年周期分析，土壤水分的输入量与输出量是基本保持均衡的，即若按不同水文年分析，则会发现失衡现象，即枯水年水分输出量大于输入量，而丰水年输入量大于输出量，只有平水年才会出现收支平衡的状况。

　　因此，多年平均蒸散量即为土壤水的循环量，其数值的高低，在很大程度上受制于土壤水分储量的变化，即其增加或减少的数量；而水分储量的变化，又受制于降水状况。这说明，各年土壤水分循环量在不同水文年是不同的。土壤干旱是大气干旱的响应，尽管二者在时间上具有不吻合性。

3 黄土高原人工林草植被下土壤的干燥化——“土壤干层”的形成

　　土壤的干燥化——“土壤干层”的形成，是黄土高原人工林草植被对土壤水文状况产生的负面影响。就裸地而言，在地处半湿润的黄土高平原（洛川塬），除雨季 2m 土层土壤水分可得到恢复、亏缺现象短期消失外，在全年绝大部分时期，有时即使雨季后期，土壤水分都有一定亏缺，亏缺量一般小于 100mm^[5]。在半干旱黄土丘陵区（陕西安塞试区），1983～1990 年连续 8 年观测，除个别丰水年外，裸地 2m 土层雨季后期都存在明显的土壤水分亏缺，其亏缺量变动于 70.9～155.7mm，其中亏缺量大于 100mm 的年份占全部观测年份的 50%。黄土高原绝大部分地处半干旱、半湿润地区，由于土壤水分亏缺的广泛存在，从而造成人工植被下土壤干燥化的发展，形成土壤干层这一土壤水分背景。

　　人工林草植被参与会大大强化土壤干燥化的进程。据在半干旱黄土丘陵区研究，16 龄刺槐林的用水深度已超过 500cm，强烈耗水层在 300～450cm 之间，按 500cm 用水层计算，人工刺槐林地土壤水分累积亏缺达 732.7mm，300cm 以下土壤湿度已接近凋萎湿度。人工柠条林的耗水深度亦超过 500cm，强烈耗水层在 250～400cm 之间，按 500cm 用水层计算，柠条林地土壤水分累积亏缺量为 467.9～768.9mm。

人工林系统下土壤水分循环的强化和循环深度的加深，还可以从天然次生狼牙刺纯林和 70 龄侧柏林下土壤干燥的情景得到印证，如图 1 所示。这说明，在一个相当长的序列中，虽然经过多次丰水年，土壤水分无疑会得到多次补偿，但都未能改变人工林下已被干燥化的土壤水分呈负补偿效应的生态环境。

图 1　林地土壤水分利用比较（陕西安塞，1982－10－10 测定）
Fig.1 Comparison of soil water utilization in forest land

　　从黄土高原土壤干燥化——土壤干层形成机制分析，一是由于植物根系吸水，土壤水分大量蒸散丢失形成的低湿层，可称为“蒸散型干层”；二是由于在大气干旱与水势梯度双重作用下，通过土壤水分强烈蒸发丢失形成的干层，可称为“蒸发型干层”。

　　在半干旱和半湿润地区，人工林地和人工草地由于强烈蒸散作用，土层强烈干燥，因此广泛存在着“蒸散型干层”。现根据有关研究结果，将不同类型区“蒸散型干层”出现的深度列入表 4。

表 4 不同类型区“蒸散型干层”出现的深度
Table.4 The depth of″evapotranspiration dry layer″in different regions

　　在干旱和半干旱地区，基于特殊的土壤水文状况类型——蒸发自成型水文状况，通常都伴随有土层的干燥。据在黄土丘陵区梁峁顶部裸地测定，在 10m 土层中，400～600cm 土层范围内存在一低湿层，如图 2 所示。在这类地区土壤水分上行蒸发十分活跃，加之降水稀少，从而构成以水分负补偿为特征的土层低湿状态。

图 2 土壤深层储水状况（陕西靖边，1982－08－26 测定）
Fig.2 Condition of water resources in the depth of soil

　　通过以上分析，可以认为土壤干层是黄土高原人工植被下出现的一种特殊的土壤水文现象，有其特定涵义，具有以下三方面特征：一是位于土体某深度范围内；二是具有相对持久性；三是具有一定的土壤湿度范围，其下限≤凋萎湿度；上限≤土壤稳定湿度或毛管断裂湿度。至于旱作农区，因作物耗水在土层上部形成的暂时性低湿层，一般通过当年降水可得到补偿、恢复。因此，这种暂时性的低湿层不属于一般意义的干层。

4 土壤干燥化与植树造林

　　关于森林的水文效应一直是学术界讨论的热点问题。森林对土壤究竟是起干燥作用，抑或具有湿润作用，是长期存在争议的问题。黄土高原人工林草植被下的土壤干燥化现象，即所谓土壤干层（低湿层）的形成，已被多年科学观测所证实。这也就是“植树造林在某些特殊情况下，也可能在水文上出现不利因素”^[6]的佐证。

　　在黄土高原，因受土壤粒度组成方向性变化的制约，其水分物理特征亦均呈现明显的地域上的方向性变化，即从西北向东南，持水性能渐次增高，蒸发性能渐趋降低，稳定湿度逐渐增高，深层储水渐次增加。这表明，黄土高原由西北向东南，土壤水分作为植物生理需水的主要补给源是渐趋丰裕的，因而黄土高原环境的旱化和草原化程度，愈向西北，愈趋增强^[7，8]。还需要特别指出的是，除黄土高原环境旱化的特征之外，尚有沟谷系统所具有的特殊环境条件和丘陵、塬、梁、峁和沟谷彼此镶嵌的环境结构对这一地区环境旱化趋势所产生的影响。这主要表现在，在同一沟谷系统中，因土壤水分微域分异的影响，可同时出现干草原环境与森林、森林草原环境并存的情况。这是实施黄土高原整治措施时应充分重视的一种自然生态系统特点。

　　为了扭转黄土高原多年来造林工程欠佳的问题，应解决好如下几个关键：①要重视植被地带性分布规律与土壤水分生态分区的宏观关联性；②要重视沟谷自然生态系统的微域环境特征，确定立地条件类型，实施科学造林；③造林绿化既要符合植被地带性分布规律，又要重视群落结构原理。据此，根据土壤水分生态分区与植被分布规律，对黄土高原不同地带的造林模式提出建议，即落叶阔叶林带为发展人工乔木林的主要地区，可形成近似于天然的针阔、乔灌混交的结构模式；森林草原带适合发展乔灌结合的人工林体系，形成沟谷以乔灌为主，梁峁坡以灌草为主的结构模式；典型草原带则适合于发展灌木林为主的人工林体系，形成稀树灌草丛模式；荒漠草原带（或风沙草原带）土壤水分生态环境严酷，只能营造以耐旱沙生植物为主的小灌木。

　　为了克服人工林草植被下土壤干层的不利影响，黄土高原许多试验示范区围绕增加降水，就地和就近拦蓄入渗和保蓄水分，采取恰当的抚育措施，改进造林种草技术，发展径流林业，取得了成功经验，有效缓解了土壤干层的不利影响。例如，吴旗飞播试区，在年降水量 450mm 左右的半干旱区，采用沙打旺与沙棘带状间播，合理利用土壤水分资源，一次营造成功比例适宜的草地和灌木林地，实现了生态用水互济互补，最终形成与水环境相适应的稳定的灌丛植被。因此，土壤干层的存在不能成为对水土保持林草建设持悲观态度的依据。

　　根据多年研究结果，在黄土高原广大面积上，虽然一般情况下，对植物的供水上限为有效降水量 Pe，该值大体与田间持水量相当，即 Pe 近似于 Wfc；但它只是反映土壤实际有效供水能力的最大供水量，而实际上，经多年观测发现，土壤水分经常处于亏缺状态，加之土壤水库的有效库容的限制，林草植被的生态用水深刻地受到降水年际振荡的影响。未来黄土高原无灌溉条件下以植物蒸腾耗水为主体的生态用水的保证程度，既与各年降水的丰欠密切有关，同时受到气候变化的影响。1990 年政府间气候变化委员会 (IPCC) 综合当今世界上较好的气候模式计算结果提出：在对 CO₂ 等温室气体排放与森林砍伐不加限制的条件下，全球气温将每 10a 增加 0.3℃（不确定范围 0.2℃～0.5℃），到 2025 年将比现在高 1℃，下世纪末将比现在高 3℃。由于人为排放的温室气体增加的重大影响，21 世纪气候变化情景将是温度继续增加，预期到 2030 年左右，温度上升 1℃以内，降水增减有较大的不稳定性，但增加的可能性大些。并指出，从现在起至下世纪上半期是过渡阶段，有可能出现剧烈的振荡，增加水资源变化的不稳定性^[9]。对黄河流域而言，未来几十年内，平均气温约增加 1℃～2.5℃，降水有不同程度的增减^[10]。虽然温室效应的产生和影响有很多不确定因素，具有很大的地域差异，对未来气候预测也有很大的不确定性。但可以预计，黄土高原无灌溉条件下能够提供生态用水的雨水资源量，在气候变化影响下，又将会处于一种不稳定的状态之下。降水增减的不稳定性会影响到林草植被生态用水的供需关系。在降水减少的情况下，由于降水对土壤储水的补给率低，会引起土壤水资源的过度消耗，从而加剧土壤干层的发展；在降水增加的情况下，降水对土壤水资源的补给率高，为林草植被生长带来适宜的水分环境。但从黄土高原旱涝规律分析，黄土高原经常出现连续少雨年。据研究^[11]，黄土高原从 1470～1979 年的 510 年中连旱 31 次，持续时间 107 年，平均一次连旱持续 3.5 年，连旱占旱年数的 75% 以上，因此，黄土高原干旱突出，而且连旱集中。这样，所谓“十年九旱”恐怕仍是未来黄土高原难以逾越的沟壑。因此，合理而有效地利用赋存于土体中的有效降水量，采取各种措施增加土壤蓄纳降水，同时尽量减少土壤蒸发这一水分的非生产性消耗；另一方面重视雨水收集系统的建设，提高雨水资源的利用，乃是雨水资源化的重要任务。

参考文献

作者简介：

杨文治 (1931- )，男，山东德州人，研究员，博士，主要研究土壤水分物理与水土保持。