土壤干层是黄土高原地区半干旱和半湿润环境条件下，人工林草植被过度耗水导致土壤水分负平衡而形成的一种特殊的水文现象(杨文治等，1992)。土壤干层于20世纪60年代在陕西东部旱塬(蒲城)最初发现(西北水土保持研究所土壤水分组，1975)，但当时并未引起足够的重视。20世纪80年代以来，黄土高原人工林草地普遍出现了土壤干层，而且越来越严重，干层厚度也不断增加，可达8~10 m(杨文治等，1985；1992；李玉山，1 983；2001；2002；从心海等，1990；梁一民等，1990)，由此引起了人们的广泛关注，并逐渐成为植被建设与生态水文研究领域的热点。但至今仍然缺乏系统而深入的研究(刘文兆，2000)。土壤干层不仅影响林木生长、生存和天然更新，而且对后续树、草种的选择和造林种草的实施也是一种潜在的威胁，从而直接影响黄土高原植被建设的进程(孙长忠等，1998)。由于人工林草植被在保持水土、促进天然植被恢复和演替方面具有不可替代的作用，人们将研究的重点放在土壤干层的成因、危害及其缓减对策上(杨维西，1996；邹厚远等，1998；李玉山，1983；2001；2002；杨文治等，1985；2000；孙长忠等，1998；王克勤等，1998；侯庆春等，1999；黄明斌等，2001；李裕元等，2001；王力等，2001)。

随着西部大开发的逐步实施，黄土高原水土保持和生态环境建设进入了一个大规模、快速度和集中连片治理的新阶段，各地纷纷贯彻、落实“退耕还林还草”措施，以期加快植被恢复进程，促进黄土高原生态系统的良性循环，为西部大开发的顺利实施提供有利的保障。但是，大规模、大范围的植树种草必将引起土地利用和覆盖的巨大变化，并对土壤水文生态环境产生重要影响，带来一系列新问题(杨文治等，1985；李玉山，1997；程国栋等，2000；沈国舫，2000；张志强等，2000；李锐等，2002；刘贤赵等，2002)。研究表明，根据当地的气候、水文和土壤等自然条件来实行退耕还林(草)，恢复自然植被有可能产生显著的气候和环境效应(符淙斌等，2001)，而这种气候和环境效应又反过来影响土壤水分的变化(Huszár et al., 1999；Rodriguez-Iturbe，2000)。如何判定人工植树种草对土壤水分生态环境、土壤干燥化程度的影响，分析土壤干层对土壤水分循环、林草植被建设的影响等，都是目前亟需解决的问题(杨文治等，2000)。如何维持不同土地利用类型(林、草、农田等)总耗水量与总有效降水量之间的平衡、降低或消除区域性土壤干燥化的不利影响等，更有待于系统而深入的研究(刘文兆，2000；李锐等，2002)。本文试图系统分析现有的研究成果，介绍黄土高原土壤干层的特征、类型、量化指标、成因、分布、危害及其缓减对策等，并提出一些有待于进一步加强的研究方向，以期加快植被建设进程，促进黄土高原生态环境的改善和可持续发展。

1 土壤干层的特征

土壤干层一般是指土壤水在物理蒸发和植物蒸腾作用下，不断逸入大气中，经过较长时间因土壤水分负补偿效应而在土体某一深度范围内形成的一层厚度不等的低湿层(杨文治等，1992；2000)，是植被蒸散消耗深层储水而长期得不到降水入渗补给，导致土壤水分循环出现负平衡的结果。据研究，土壤干层应具有如下特征(杨文治等，1992；李玉山，1983；2001)：1)位于土体的某一深度范围内，一般在降水入渗深度以下；2)具有相对持久性，不因土地利用类型的改变和年度降水入渗的补给而消失；3)具有一定的湿度范围，下限为凋萎湿度，上限为毛管断裂湿度或土壤稳定湿度；4)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；5)干燥强度因植物种类和生长年限而定，并与降水量和蒸散量的比值相应，即密度大的乔灌林地大于密度小的乔灌林地，乔灌林地和人工草地大于农作物地，高产农田大于低产农田，有植物地大于裸露地。

2 土壤干层的类型

李玉山(1983)从土壤水分利用的角度，将土壤干层分为利用型干层(暂时性干层)和地区型干层(永久性干层)。利用型干层分布在半湿润区，主要出现在牧草和林地。当牧草翻耕或林地疏伐后，土层湿润将逐年得到恢复，恢复过程的长短与该地区降水和蒸发蒸腾平衡情况有关。地区型干层是半干旱地区土壤水分循环的一个特征，是由于地区性水量负平衡所形成的，具有相对持久性。杨文治等(1992)根据土壤干层形成的物理机制，将黄土高原土壤干层分为蒸散型干层和蒸发型干层。蒸散型干层是由于多年生牧草地和林地强烈的蒸腾耗水作用导致土壤水分大量蒸散丢失而形成的，主要存在于黄土高原半干旱和半湿润地区，一般认为在延安—延长—子午岭西北边缘线(相当于550 mm降水等值线)以南地区。蒸散型干层常因地域不同而表现出明显的分异特征，表现为土壤干层具有相对持久性，其厚度常因干湿年份的交替和植被的变化而变化(杨文治等，2000)。蒸发型干层是在大气干旱和水势梯度的双重作用下，土壤水分强烈蒸发丢失而形成的，主要存在于干旱和半干旱地区，即延安—延长—子午岭西北边缘线以北地区(杨文治等，2000；王力等，2001)。通常意义上所说的土壤干层，是指以植被过度蒸腾耗水为特征的具有相对持久性的“地区型干层”或“蒸散型干层”。

3 土壤干层的量化指标

土壤干层的判定多以其湿度是否介于土壤稳定湿度和凋萎湿度之间为依据(杨文治等，1992；2000；王力等，2000)。黄土高原地区重壤带凋萎湿度为8%~13%，中壤Ⅰ带为5%~7%，中壤Ⅱ带为7%~8%，轻壤带为4%~5%，砂壤带为3%~4%，紧砂土为2.5%~3%(李玉山等，1985)，而重壤带、中壤带土壤稳定湿度为14%~16%，轻壤带为9%~11%，砂壤带为8 %~9%，紧砂土为2.6%~4.4%(杨文治等，1992)。对于重壤土和中壤土，土壤稳定湿度约相当于田间持水量的70%~80%(李玉山，2001)，而对于轻壤土或砂壤土，其值低于田间持水量的70%，只有49%~54%(杨文治等，1985)。当然，土壤稳定湿度是一个相对稳定值，并非固定不变(杨文治等，1992；景可等，2002)。也有研究者以农田、荒草地作为土壤水分背景，判断人工林草植被深层土壤的干燥化程度(黄明斌等，2001；刘贤赵等，2002；穆兴民等，2003)；或通过长期定位试验，以造林种草初期土壤水分为背景，揭示深层土壤的干燥化进程(李玉山，1983；2002；丛心海等，1990；梁一民等，1990)。由于深层土壤的干燥化程度、厚度、范围等都对植物生长具有一定的影响，因此试图确定土壤干层的量化指标还具有较大的难度。目前有关土壤干燥化程度的划分方法¹⁾ (何福红等，2003)都具有较大的随意性和局限性，不便于广泛应用。

¹⁾王力.陕北黄土高原土壤水分亏缺状况与林木生长关系.中国科学院水利部水土保持研究所博士毕业论文, 2002

4 土壤干层的成因

黄土高原地区土壤干层的形成，是该区植物资源特性、下垫面性质、生态气候带等综合作用导致土壤水分循环出现负平衡的结果(李玉山，2001)。土壤干层在一定程度上是黄土高原地区气候干旱的一种必然结果，而人工植被类型选择不当、群落密度过大以及生产力过高等会加剧深层土壤的干燥化进程。

4.1 气候干旱

黄土高原属半干旱和半湿润易旱地区，是东南湿润季风气候向西北内陆干旱气候过渡、暖温带落叶阔叶林向典型草原和荒漠草原过渡的交错带，多数地区年降水量300~650 mm，但蒸发量却相对较高623.8(青海门源)~1 254.0 mm(宁夏同心)，其最低值接近年平均降水量的最高值(中国科学院黄土高原综合科学考察队，1991)。这种“低降水、高蒸发”的环境对土壤干层的形成具有明显的促进作用，表现为黄土高原从东南到西北，气候渐趋干燥、降水逐渐减少，而土壤干燥化程度渐趋严重，干层厚度也逐渐加深(王力等，2001)。另外，持续干旱的气候特征也是加剧土壤干燥化程度的重要原因(Huszár et al., 1999)。从早更新世到晚更新世，黄土堆积的发展标志着我国北方存在着气候变干的总趋势(杨文治等，1998)。黄土高原历史上500余年(1470—1979)的旱涝规律表明，黄土高原干旱突出且连旱集中，平均一次连旱持续3.5年，连旱占旱年数的75%以上(邵明安等，1999)。在全球变暖的大背景下，我国近百年的气候发生了明显的变化，气温上升了0.4~0.5 ℃，其中20世纪90年代是近百年来最暖的时期之一。西北、华北、东北地区气候变暖最为明显，其中西北(陕、甘、宁、新)变暖的强度高于全国平均值(丁一汇，2002)。近50年来，陕北黄土高原平均气温普遍升高，其中冬季气温增幅最大，增加0.9 9 7 ℃，其次是春季，增加0.573 ℃，而秋夏气温增加较小；同时，陕西平均降水量除春季外，其余3季均有所下降，其中夏季下降幅度最大，达到11.8 mm，而平均蒸发量在冬季增幅最大(罗慧等，2003)。夏季降雨量的减少和冬春气温的上升，直接导致了土壤向干燥化方向的演变。天然草本植被下土壤干层的出现(王国梁等，2002)，从另外一个侧面表明土壤干层的形成在一定程度上是气候干旱的一种必然结果。

4.2 土壤水分循环特征的影响

黄土高原土壤多是粉砂含量较高、土壤密度偏低(1.0~1.3 g·cm^-3)的壤质土类型，具有较高的入渗性能。深厚的黄土性土壤，持水能力达200~300 mm·m^-1，可看作是一个容量很大的土壤水库，能有效地缓和季风区降水分布不均所造成的旱情，保证植物生长对水分的需求(李玉山，2001)。但是，由于地下水埋藏深，一般不参与土壤水分循环，因而黄土高原土壤水分循环的过程是比较单纯的降水入渗和上行蒸散过程，蒸发和蒸腾是土壤水分支出的主要途径(李玉山，1983)。黄土高原地区降水入渗深度一般为1~3 m，但土壤物理蒸发和植被蒸腾作用层深度可达8~10 m，导致深层土壤经常处于水分亏缺状态，从而产生干燥化土层，并呈逐年加深的趋势(丛心海等，1990；梁一民等，1990；李玉山，1983；2001；2002；杨文治等，1992；黄明斌等，2001；王国梁等，2002)。即使在丰水年，这种亏缺量也难以得到完全补充恢复(李玉山，1983；2001)。土壤水分循环层在逐年加深之后，重新变浅，以至发展为相当于当年降水入渗深度，导致深层土壤储水补充调节植物需水的作用逐渐消失，使地上植被完全依靠当年降水进行生长，易受干旱气候条件的制约。

4.3 群落生产力过高和密度过大

从根本上说，土壤干层是由于降水不能满足植被需求，植被为维持生长而过度消耗深层土壤储水导致土壤水分出现负平衡的结果。当降水量一定时，群落生产力过高、密度过大、会加剧深层土壤的干燥化进程(杨维西，1996；孙长忠等，1998)。过高的群落生产力和密度，必然带来水分的过度消耗，导致深层土壤的干燥化。例如前些年，黄土高原一些地区大面积种植沙打旺(Astragalus adsurgens)，在发展畜牧业、缓减天然植被的压力方面发挥了重要作用，但是由于没能及时采取措施限制和调节生产力过高的沙打旺群落，结果导致深层土壤干燥化、群落衰退、产量急剧下降，最后不得不停止经营(杨维西，1996)。

另外，有研究认为，植被类型选择不当也是加剧深层土壤干燥化进程的重要原因(杨维西，1996；侯庆春等，1999)。实际上，这还是由于群落生产力过高和密度过大造成的。有些地区片面追求人工林草的高生长量、高经济效益，在适合灌木林生长的地区栽种乔木林，在只适宜栽植耐旱乔木树种的地段栽植耗水性强的速生树种，其结果都加剧了深层土壤的干燥化。20世纪80年代初期，沙打旺、人工种植红豆草(Onobrychis viciaefolia)，3年内长势喜人，而5年后逐渐衰亡(杨维西，1996)。据陕北吴旗飞播区定位研究结果，沙打旺草地随着牧草生长年限的增长，土壤干层厚度逐渐增大(梁一民等，1990)。3年生沙打旺草地的土壤干层处于1~3 m，5年生沙打旺草地的干层下限延伸到5 m以上，6年生沙打旺草地的土壤干层下限接近8 m，导致深层土壤储水持续严重亏缺(杨文治等，2000)。

5 土壤干层的分布

黄土高原地区人工林草地土壤干层的分布范围相当广泛(杨维西，1996；孙长忠等，1998；侯庆春等，1999；李玉山，2001；杨文治，2001)。土壤干层的区域分布特征与其降水和土壤物理特性的地带性规律直接相关，具体表现为黄土高原从东南向西北，气候渐趋干燥、降水逐渐减少，土壤持水性能渐次降低、蒸发性能渐趋增高、稳定湿度逐渐减小、深层储水渐次降低(李玉山等，1985；杨文治等，1998)，而土壤干燥化程度渐趋严重，干层厚度也逐渐加深(侯庆春等，1999；王力等，2001)。侯庆春等(1999)对黄土高原刺槐(Robinia pseudoacacia)林地雨季后土壤水分状况的调查结果表明，土壤干层大致出现在黄陵到富县一带，向北土壤干燥化程度逐渐加剧，到神木则最为严重，这一趋势与降水趋势相吻合。王力(2002)根据土壤干燥化程度将黄土高原划分为4个类型区¹⁾：1)以宜君为代表的高原沟壑区南部，主要包括子午岭、黄龙山的大部分地区，土壤干燥化程度轻微，如遇丰水年或辅以适当的整地节水措施，土壤水分亏缺可得到有效缓减；2)以富县、黄陵为代表的高原沟壑区北部，出现了轻度干燥化土层，有的地方还较为严重，并有继续恶化的趋势；3)范围较广的丘陵沟壑区，出现了程度严重的干燥化土层，该区又可分为南、西、北3个小区域，南区以延安、延长为代表，土壤干燥化程度中等，西区以吴旗、安塞为代表，土壤干燥化程度严重，北区以绥德、米脂为代表，土壤干燥化程度极为严重；4)以神木为代表的风沙区，土壤干燥化极为严重。

1) 王力.陕北黄土高原土壤水分亏缺状况与林木生长关系.中国科学院水利部水土保持研究所博士毕业论文, 2002

当然，黄土高原土壤干层的分布除表现出上述宏观特征外，由于受沟谷系统特殊的微区域环境条件和丘陵、塬、梁、峁和沟谷彼此镶嵌的环境结构的影响，在同一沟谷系统中其分布可能会出现微域分异(杨文治等，1998)。

6 土壤干层的潜在危害

土壤干层形成后，“土壤水库”供水调节能力大大减弱，人工林草植被生长衰退，提早老化，形成大面积的低效低产林，且天然下种更新不良(侯庆春等，1991；1999)。由于深层土壤水分亏缺量的不断增大，深根系人工林草生产力降低甚至大面积枯死(梁一民等，1990；杨维西，1996)。人工林草植被衰败后，深层土壤水分难以快速恢复，重新造林种草就有很大的难度(侯庆春等，1999)。在年降水量450 mm和土壤水分严重亏缺条件下，固原地区5 m土层土壤含水量恢复到当地的自然含水量水平大约需要15年(穆兴民等，2003)。吴旗沙打旺草地衰败4年后，土壤水分恢复深度为3.5 m，土壤含水量只提高了2%，有效水仅是天然草地的1/7。按照这一速度预测，3.5 m范围内土壤干层的含水量达到天然草地含水量的水平至少需要20年以上，在这期间很难保证林草对水分的需求(侯庆春等，1999)。

另外，深层土壤的干燥化不利于区域地下水的补给和水分大循环(李玉山，1983；2001)。在黄土高原地区，降水入渗补给地下水，必须满足2个条件：1)降水入渗量超过土壤水分亏缺量；2)入渗深度超过蒸发蒸腾作用层深度。黄土高原地区降水少，一般只能湿润上部土层1~3 m，难以超过蒸发蒸腾作用层深度，更不可能穿透整个具有巨大水分亏缺量的土壤干层。因此，土壤干层成了水分传递的隔离层，中断了降水垂直入渗补给地下水的路径，削弱了水分大循环(李玉山，1983；2001)。随着黄土高原地区水土保持和植被建设进程的加大，深层土壤干燥化对区域水循环可能带来更大的影响。人工林草植被在减少地表径流的同时，因蒸发蒸腾量增加，促进深层土壤干燥化，从而阻断地下水补给，减少总径流量(李玉山，1997)。

7 土壤干层的缓减对策

土壤干层并非是人工植被建设的必然产物(孙长忠等，1998；侯庆春，1999)，只要遵循植被地带性分布规律(梁一民，1999；李锐等，2000；邹厚远，2000；于贵瑞等，2002)，充分考虑土壤水分生态条件(杨文治等，1994)，根据造林立地条件正确地选择树种和草种，同时适当调控群落密度和生产力(杨维西，1996)，并结合一定的抚育措施和人工造林种草技术，人工植被建设就能在很大程度上减少土壤干层的发生并削弱其危害(杨文治等，1992；2000；杨文治，2001)。

天然植被依据水热条件有规律的呈地带性分布，不同植被地带的植被类型(包括组成、结构以及生物量等)不同(梁一民，1999)。因此，建造人工植被必须选择其相应的地带性植被类型(杨维西，1996；程国栋等，2000)，并考虑土壤水分的地带性和非地带性分布规律(杨文治等，1994)，同时考虑植物的群落结构原理，建立不同类型的复层混交植被(梁一民，1999)。由于该区沟谷、塬、梁、峁彼此镶嵌的环境结构的影响，土壤水分存在明显的微区域分异特征，在同一沟谷系统中，可同时出现干旱草原环境与森林草原环境并存的情况(杨文治等，2000)。鉴于黄土高原地区造林立地条件和水分生态条件的复杂性，具体造林过程中还应审慎考虑林地立地条件和不同树种的生物学特性，因地制宜地选配树种。在黄土高原地区，尤其是半干旱地区，采用先恢复草灌植被，再恢复森林植被的方式是不可能的，缺乏理论依据(李玉山，1983；梁一民，1999；景可等，2002)。在该区森林草原地带和典型草原带建造乔灌混交林或稀树灌草丛，乔、灌、草均应一次种植，使其随时间推移同时向下延伸，维持生长(梁一民，1999)。余新晓(1995)采用土壤动力水文学理论，从水量平衡和水分营养面积的角度分析了黄土高原地区防护林体系合理的造林密度，认为达到合理密度的林分既能充分利用当地水分资源，又不至于导致深层土壤干燥化。赵文智等(2001)认为，干旱区人工植被的建设应在加强对天然植被格局与生态水文效应、具有水力提升功能植物识别、植物吸收的水分来源、生态需水量及生态地下水位等方面研究的基础上，从恢复生态学和生态水文学的角度，确定适宜人工植被的种类组成和格局。

在黄土高原半湿润地区实施人工造林，幼林的生理需水可得到保证。但在林木生长旺季，需要采取措施加以抚育，有计划地进行间伐或更新，并注意栽植密度，可使土壤水分生态环境得到改善，从而缓减土壤干层对林木生长的不良影响(杨文治等，2000)。在半干旱区，已被人工林草植被干燥化了的土壤水分生态环境虽然难以得到根本改善，但只要采取恰当的抚育措施，改进造林种草技术，人工造林种草工程还是能够获得成功的(杨文治等，2000；杨文治，2001)。根据当地环境的水分承载力调控造林种草的适宜密度、合理的群落生产力，可以使土壤水分亏缺得到缓减，使植物耗水与环境供水间保持一个相对的平衡状态，从而使群落持久地保持稳定状态(杨文治，1981；梁一民等，1990)。例如，多年生豆科牧草轮播禾本科牧草，有利于土壤水分的恢复，并保持人工草地的持续发展(吴钦孝等，1998)。沙打旺用于沟坡的草场改良和植被建造，若与适宜的灌木如柠条(Caragana korshinskii)、沙棘等(Hippophae rhamnoides)实行带状混交，则沙打旺衰败后易形成较稳定的带状灌木林；在较平缓、完整的梁峁坡，实行沙打旺与农地宽带带状间轮作，可获得沙打旺的最高产草量，而深层土壤储水又不会过分亏缺，通过4~5年可得到较好的恢复，为后茬作物的高产提供更好的水分条件(梁一民等，1990)。同时，采用人工集流措施也是防止和减少土壤干层发生的一条有效途径(王克勤等，1998；孙长忠，2000)。水平梯田、反坡水平阶等都具有改善土壤水分，防止和削弱土壤干层发生的作用(侯庆春等，1999)。集水造林能使更多的降水渗入到根际区以下的深层土壤，防止了深层土壤的干燥化及其导致的林木生长不良问题(孙长忠，2000)。王百田等(2002)通过研究光合速率与土壤含水量的关系，认为在黄土高原半干旱地区油松(Pinus tabulaeformis)和侧柏(Platycladus orientalis)适宜的土壤(中壤质黄绵土)含水量范围分别为10%~18%和8%~18%，最佳适宜土壤含水量为14.2%和13.1%，这为黄土高原地区布设相应的径流林业措施，进行有效的土壤水分管理提供了理论依据。

另外，在大力进行人工植被建设的同时，应该加强天然植被的保护和改良，采用封育措施促进植被的自然恢复，以便形成稳定的植被类型和结构(Zhang，1997；山仑，2000；沈国舫，2001；于贵瑞等，2002)。根据陕西安塞、宁夏固原长期定位试验结果，在年降水量400 mm以上的地区，对天然草场采取封育措施数年后即可收到明显成效，最终建成可被持续利用的稳定植被类型(山仑，2000)。由于坡地植被恢复重建的复杂性和艰巨性，应该加强各气候带退耕还林还草的试点工作(陈洪松等，2003)。有条件的地方，应该以植被自然恢复为主、人工种植为辅，并依据植被自然恢复的密度、群落结构以及植被类型等来指导同一植被类型区的人工植被建设。

8 结论与建议

土壤干层在一定程度上是黄土高原地区气候干旱(以“低降水、高蒸发”为特征)的一种必然结果，而人工植被类型选择不当、群落密度过大以及生产力过高等会直接加剧土壤干燥化的进程。只有遵循植被地带性分布规律，充分考虑土壤水分生态条件，根据造林立地条件正确地选择树种和草种，同时适当调控群落密度和生产力，并结合一定的抚育措施和人工造林种草技术，人工植被建设才能在很大程度上减少土壤干层的发生并削弱其危害。尽管人工植被深层土壤干燥化现象受到了广泛的关注，但目前仍缺乏系统而深入的研究，尤其是土壤干层形成的水分动力学机制、发展趋势、调控途径及其对植被建设与区域水循环的潜在影响等还有待进一步深入研究。鉴于黄土高原人工植被建设中土壤干层出现的普遍性、土壤干层对长期植被建设的潜在危害性以及大规模退耕还林还草可能对区域水循环、气候带来的重大影响，建议今后加强以下几方面的研究工作:

1) 干燥化土层形成的水分动力学机制及其调控途径。关于人工林草地干燥化土层形成的水分动力学机制，由于缺乏长期而系统的定位试验研究，目前还难以确定干燥化土层形成过程中土壤水分的动态变化规律以及各种因素(气候、地形、植被类型与密度等)对干燥化土层的影响程度，干燥化土层土壤水分的恢复途径还有待于进一步深入研究。采用虚拟植物技术(郭炎等，2001)研究根系的吸水特征，有助于揭示干燥化土层形成的水分动力学机制，进而确定相应的调控途径。

2) 植被的生态需水和土壤水分的植被承载力。土壤水分是黄土高原地区植被恢复重建的关键性限制因素，深入开展植被的生态需水和土壤水分的植被承载力等方面的研究，有助于制定合理的退耕还林还草措施，避免干燥化土层的形成，从而保证植被建设的顺利进行。

3) 坡面和流域土壤—植物—大气传输系统(SVAT)中水分的传输动力学。SVAT中水分的传输研究是当今国际学术界的热点之一(康绍忠等，1994；刘昌明等，1999)，有助于研究植被的生态需水和土壤水分的植被承载力，对揭示黄土高原地区降雨—入渗—产流规律、土壤水分的循环与转化特征以及干燥化土层形成的机理等都具有重要的现实意义和科学价值。