毛乌素沙地杨柴灌木林土壤水分对不同降雨格局的响应

洪光宇， 王晓江， 刘果厚， 高孝威，张 雷， 李卓凡， 李梓豪， 海 龙， 郗 雯

(1.内蒙古农业大学 草原与资源环境学院, 内蒙古 呼和浩特 010010; 2.内蒙古自治区林业科学研究院, 内蒙古 呼和浩特 010010)

水分是干旱、半干旱区植被建设中重要的生态限制因素，在我国该区水分资源匮乏，并且土壤的保水性较差、损失较大、有效利用性较低[1]。降水是干旱、半干旱区生态系统主要的水分来源。在干旱半干旱区水分主要以土壤水的形式存在供植物利用，土壤水是地表水—地下水—大气水三者间相互转化的桥梁。土壤水作为水循环中的重要部分，不仅影响着地上植物的生长，而且与其种类和分布有着密切的关系，它是导致多数生态环境问题的主因[2-5]降雨格局的变化直接影响土壤水分含量的变化，进而影响生态系统稳定性与生产力状况[6]。降雨量、降雨强度和降雨频度对土壤水分入渗的深度和土壤水分的增加具有决定的意义[7]。在干旱，半干旱区降雨少，并且主要以小降雨事件为主，然而小降雨只能对土壤浅层水分进行补给，由于空气温度高和相对湿度小的环境原因，表层土壤水分蒸发流失严重，因此可供植物直接利用的水分较少。大降雨事件在干旱、半干旱区出现的频率较低，但大降雨事件能够使水分入渗到较深层次的土壤并且显著增加土壤中水分的含量供植物直接利用，甚至对于地下水进行补给[8]。土壤水分的变化直接决定着植物的生长，群落结构的稳定性和可持续性[9-10]。因此研究干旱区人工林土壤水分对不同降雨格局的响应，有助于解决在不同气候变化中植被结构的优化调控。

毛乌素沙地作为我国四大沙地之一，生态环境较为脆弱，是荒漠化等生态灾害较容易产生的地区之一。在该地区，杨柴(Hedysarumleave)以其耗水量小、耐干旱、更新和自然修复能力强的特点成为该区重要的造林树种被广泛应用。近年来，围绕杨柴与土壤水分的关系进行了较多的研究，学者从杨柴根系分布特征与土壤水分的变化[11-12]、土壤水分对杨柴光合作用的影响[13]、杨柴灌丛群落土壤蒸发与气象因子的关系[14]、杨柴茎流速率动态研究等[12]方面阐明了杨柴灌丛的需水与耗水特征。论证了不同环境下，杨柴群落自身生理生化变化对环境变化的响应规律及应对极端天气的生长策略。然而，在干旱半干旱区，作为植被生长主要限制因子的降雨格局的变化对杨柴群落的影响研究较少。不同降雨量、降雨强度和降雨间隔对不同深度土壤水分的影响不同，找到不同降雨格局对杨柴群落的水分补给规律可以更好地预测群落土壤水分的承载力。为此，本研究选取飞播杨柴群落土壤水分为研究对象，通过连续观测2 a不同降雨格局土壤水分的变化情况，探究土壤水分的时空变化特征对不同降雨格局的响应，有助于解析气候变化对干旱半干旱区杨柴群落的影响和对杨柴群落结构进行优化调控提供理论依据。

1 研究地区与研究方法

1.1 试验区自然概况

毛乌素沙地位于北纬37°27.5′—39°22.5′，东经107°20′—111°30′，海拔1 200～1 600 m，包括内蒙古自治区鄂尔多斯市的南部、陕西省榆林市的北部风沙区以及宁夏回族自治区盐池县东北部，本研究主要在毛乌素沙地腹地鄂尔多斯市乌审旗乌兰陶勒盖治沙站内进行设样。该地区属于温带半干旱大陆性季风气候，年均温6.0～8.5 ℃，年均降水量270～350 mm，年均蒸发量1 800～2 500 mm。土壤类型为典型风沙土，易受风沙的强烈侵蚀而形成粗结构。地貌类型包括固定、半固定、半流动、流动沙丘以及丘间地。该地区植被覆盖度低，种类较少，主要以旱柳(Salixmatsudana)、沙地柏(Sabinavulgaris)、北沙柳(Salixpsammophila)、杨柴(Hedysarummongolicum)和花棒(Hedysarumscoparium)等沙旱生植物为主[15]。

1.2 样地选择与仪器安装

对乌兰陶勒盖治沙站内不同飞播年限杨柴灌木林进行植被调查(表1)。由表1可以看出，2002年飞播杨柴灌木林分结构均一，物种多样性高，因此选取2002年飞播杨柴灌木林作为典型样地，在迎风坡坡上位置安装一台美国Spectrum公司生产的WatchDog 2800型土壤水分自动监测系统，每套系统有6个土壤水分传感器，传感器监测的数值为放置传感器位置上下5 mm处土壤含水量的平均值，传感器分别放置在10，30，50，70，90和110 cm处土层。仪器在2017年开始安放，土壤水分监测的时间间隔为1 h，在安装水分测定仪时考虑土壤结构的原始与稳定性，采取侧挖土壤剖面安装后进行埋设。为了减少安放仪器时土壤扰动对测量准确度的影响，选取2018年杨柴生长旺季7—10月的监测数据进行分析。同时在试验区内安装口径为10 cm观测井一眼，采用自计式地下水位计，观测该时间段内地下水位随着降雨出现剧烈变化，地下水位变化范围在120.00～250.00 cm。 在样地内同步布设Hobo U30小型气象站，对其空气温度、风速、风向、降雨量、光合有效辐射、大气湿度、光合有效辐射、地表温度、地下20 cm土壤温度、地下40 cm土壤温度、地表湿度进行收集，每1 h记录1次数据，并进行存储。

表1 样地基本信息

1.3 计算方法

1.3.1 土壤水分变化 土壤含水量在降雨过程中和降雨结束后每1 h含量的变化，来分析土壤水分对降雨格局的响应，土壤水分的变化(Δθ)计算方法为：

Δθ=θ后-θ前

(1)

式中：θ后为降雨过程中某一层土壤水分含量(cm3/cm3)出现变化后的值；θ前为降雨过程中某一层土壤水分含量(cm3/cm3)出现变化前的值。

1.3.2 土壤水分空间变异性 使用均值、标准差和变异系数来分析土壤含水量在降雨开始到降雨结束后和降雨结束后到土壤水分含量趋于稳定时间段内不同土层水分含量的变异性[16]：

Cvi=σi/αi×100%

(2)

式中：Cvi为第i层的变异系数；σi为第i层的标准差;αi为第i层的均值。当Cvi≤10时,为稳定层;当10

1.4 数据处理

采用Excel 2006对降雨过程中土壤水分含量变化及雨后土壤水分再分配过程进行描绘。采用SPSS 16.0软件进行变异系数分析。

2 结果与分析

2.1 研究区降水特征

乌审旗属于毛乌素沙地中部，根据研究者对毛乌素沙地乌审旗区域降水特征和未来的可能的变化趋势分析[17-18]，该地区年平均降水量在340 mm左右，最大年降水量和最小年降水量分别为706.1和173.03 mm。2018年毛乌素沙地降雨量为549.6 mm，可看出2018年属于典型的丰水年。2018年7月1日至2018年10月30日间，降水量和降水强度分布状况如图1所示。以无雨期间隔3 h为1次降水事件[19]整个观测期内共发生46次降水事件，降雨量为396.19 mm，占全年总降雨量的72.09%。

图1 研究区2018年降水强度和降水量分布

观测期内>8.8 mm降雨事件共发生了17次，剩下的29次降水事件降雨量在0.20～8.8 mm之间。根据我国气象部门采用的降雨强度标准对毛乌素沙地降雨强度等级划分，统计表明，调查期内经历了20次小雨(0.20～8.84 mm)，12次中雨(11.38～24.79 mm)，2次大雨(31.75 mm，44.60 mm)，1次暴雨(63.60 mm)。暴雨和大雨出现在8月，除了单次降雨/h量较大外，还出现持续降雨情况。对降雨强度分析得出，<2 mm/h占观测期内降雨事件的63.0%，2～4 mm/h占21.4%，4～10 mm/h占10.4%，>10 mm/h占5.2%。说明研究区主要以<8 mm降雨事件为主，降雨强度主要在4 mm/h以下。

本文选取发生在7—10月间的4次不同降雨事件，分析不同降雨量和不同降雨强度下杨柴灌丛土壤水分对降雨事件的响应。所研究的4次降雨统计事件特征详见表2。

表2 不同降雨事件特征

2.2 土壤水分补给变化特征

图2为4次降水事件中不同层次土壤入渗湿润锋随时间的变化过程。判断湿润峰到达的时刻标准为下一时刻体积含水量比上一时刻高0.5 cm3/cm3以上。为比较4次降水事件中水分的变化过程，4次降水事件中测定土壤水分变化的时间设置是一致的。由于水分探头每1 h采集1次数据，因此无法准确确定各层次土壤水分瞬时增加的时间，仅能确定土壤水分变化的大致时间(误差小于1 h)。

图2 不同降水事件中土壤湿润锋运移过程

由图2可以看出，当在7月10日降雨累计量达到8.56 mm时，降雨时长5 h时，平均雨强为2.1 mm/h时，10 cm层土壤含水量从2.3 cm3/cm3增加到3.2 cm3/cm3，随着降雨的增加，土壤含水量逐渐增大，当瞬时雨强大于5.0 mm/h时，土壤水分含量出现短暂的增加，随着降雨强度的减小，水分含量逐渐降低，降雨过程中湿润锋没有运移到30 cm以下土层；8月10日降雨量达到为19.8 mm，降雨时长1 h时，雨强为19.8 mm/h时，10 cm和30 cm土层水分从3.8，4.5 cm3/cm3迅速增加到9.1，7.5 cm3/cm3，在饱和入渗大于降雨强度时，10 cm层水分含量逐渐下降到4.7 cm3/cm3时保持不变。30 cm土层水分含量随着降雨进行持续增大，降雨结束后水分含量为13.3 cm3/cm3，该土层水分含量也受降雨强度的影响，降雨强度越大增量越大，但滞后降雨强度1 h左右。50 cm土层水分含量在降雨第6小时，降雨量为25.76 mm时土壤水分含量开始缓慢增加，结束时水分含量从2.2 cm3/cm3增加到2.7 cm3/cm3。湿润锋没有运移到70 cm以下土层；8月29日降雨累计27.4 mm时，降雨时长2 h，平均降雨强度13.7 mm/h时，10 cm土层水分含量到达了第一个湿润锋，水分含量从2.7 cm3/cm3增加到3.3 cm3/cm3，因为10 cm土层水分初始含量较低，因此降雨量累计31.19 mm时，湿润锋运移到30 cm土层，水分含量从4.2 cm3/cm3增加到5 cm3/cm3，当降雨累计44 mm，降雨强度11 mm/h时，30 cm土层水分增量达4.8 cm3/cm3。随着降雨进行10 cm和30 cm土层水分含量随着降雨量增加持续大。降水结束时，湿润锋未运移到50 cm以下土层；在9月27日降雨开始后10 cm土层水分含量逐渐增加，3 h时湿润锋运移到10 cm土层，水分含量从4.6 cm3/cm3增加到6.5 cm3/cm3，之后随着降雨增加，降10 cm土层水分含量呈减小趋势，这与该时间段内降雨强度小于入渗强度有关。30 cm土层水分在降雨结束时有少量增加。降雨强度和初始含水量共同对10 cm土层水分含量变化影响较大，30 cm土层次之，在降雨强度为19.8 mm/h和20.2 mm/h时，10 cm土层水分含量呈跳跃式增加，土壤水分含量分别从3.8，2.7%增加到9.1，6.3 cm3/cm3，增长率分别为139.5，133.3 cm3/cm3。随着深度的增加土壤水分含量变化主要是降雨量起主要作用。

由表3可以看出，不同降雨格局过程中土壤体积含水量变异程度不同。除了8.83 mm的降雨格局下10 cm深度土壤水分变化为弱变化层外，其他降雨过程中10 cm深度土壤水分为变化剧烈层，对降雨响应敏感。除了44.6 mm降雨过程中30 cm深度土壤水分变异性大于10 cm深度土壤水分，其他降雨过程中随着土层深度的增加，变异系数逐渐减小。在小于18.39 mm的降雨事件下30 cm深度土壤水分变化为稳定层。小于63.6 mm的降雨下50 cm深度土壤水分变化为稳定层。

2.3 降水结束后再分配特征

当降雨结束后，水分在土壤中继续进行运动，进行着复杂的降水再分配过程。土壤水分含量受到蒸散发的影响逐渐减小，同时土层间水势差异水分继续向深层次运移[20]。由表4可以看出,降雨量为18.4和8.8 mm的雨后再分配入渗深度分别达到10和50和18 mm降雨后土壤水分再分配后没有入渗到更深层次的土壤是由于土壤初始含水量太低，降雨主要对10 cm深度土层进行了有效补给，已有研究得出，杨柴的根系主要分布在40 cm以上[21]，因此当降雨量在8～20 mm，降雨强度大于1.3 mm/h时，降雨再分配入渗的深度可以被杨柴群落利用，属于有效降雨。降雨量为63.6和44.6 mm的雨后再分配入渗深度都至少达到110 cm深度，说明大于40 mm的降雨在水分再分配后可以对地下水有一定的补给作用。降雨量影响降雨再分配的时间，降雨量越大降雨再分配过程中到达相同土层所需时间越短，降雨再分配过程结束时所需时间越长(图3)。

表4 降雨入渗特征

图3 降雨结束后土壤湿润锋运移过程

从图3可以看出，不同降雨后各层次土壤水分含量的变化过程，当降雨结束后，10 cm土层水分含量下降趋势明显，主要是用于土壤的蒸发。在温度较高，辐射较强的白天，降低的幅度大于夜晚，出现明显的日变化。随着降雨量增加，30，50和70 cm土层水分增量变大，峰值也逐渐变大，随后水分含量逐渐降低，最后减小趋势变得平缓，说明30—70 cm土层水分含量受外界温度的影响较小。90 cm深度土壤水分含量受到侧渗的影响水分含量增加剧烈，降雨量越大增量越大，达到最大值后水分含量逐渐下降。110 cm土层水分含量逐渐增加，达到最大值后变化较小，该土层水分含量的增加与降雨量相关，降雨量越大增量越大，该层以下的水分主要是植物根系的提升，不会受到蒸发的损失。

3 讨 论

降水是毛乌素沙地土壤水分补给的唯一来源[22]。不同降雨量、降雨强度以及土壤初始水分含量对土壤水分入渗、入渗后水分再分配过程以及水分运移规律具有显著的影响[23-30]。在本研究中，根据土层水分含量变化来判断降雨入渗深度进程的变化。杨柴群落0—110 cm深度土壤水分受降雨影响变化具有明显的垂直特征，因为沙地不同的植被土壤表层水含量随着时间和空间的变化具有差异性，数值呈正态分布[31]。在降雨后水分入渗的过程中，主要受重力等动力影响，由浅层次到深层次土壤的含水量以及土壤吸水能力变化差值是呈减小趋势[24,32-33]。10 cm土层水分含量在整个监测期内波动最为频繁，受降水影响剧烈，同时也是受蒸发影响最明显的一层，每次波动达到峰值时的时间都与降雨时间相对应。这与对沙区水分变化研究中界定0—20 cm处是土壤水分变化最活跃的土层，被称为干沙层相对应。30—50 cm土层水分含量变化活跃度小于10 cm土层，随着降雨量的增加，土壤水分含量呈现出先增大再减小，并向深层下渗，70 cm土层水分含量变化趋于一个平稳入渗的过程，90 cm土层水分含量在大于44.6 mm降雨事件下水分含量呈跳跃式增大，增量达到了10 cm3/cm3以上，这是由于在较大降雨情况下该土层更容易受到了径向流的补给。降雨再分配结束后110 cm土层土壤水分含量较低，尽管在单次降雨较大和持续降雨补给的情况下，土层水分含量总保持在一个较低的数值，这与有关研究结果一致[34]，因为雨后被植被覆盖的沙丘土壤含水量随着深度增加变化逐渐平缓，因为随着植被固沙后年限的增加，土壤浅层对降雨截留量加大，降水对地下水的补给作用并不大[35]。

降雨前，不同土层的土壤水分初始含量影响水分入渗时间与深度，在18.38 mm降水前有一段较长时间的无效降雨，缺乏水分的补给，土壤初始含水量较低，导致水分入渗相同深度所花时间较长并且入渗的深度小于8.83 mm降雨，但不同层次的增量大于8.8 mm降水后的土壤增量。因为土壤含水量在达到饱和状态时水分才开始向下入渗，只有降雨强度较大的降雨才能产生饱和入渗，所以降雨强度小于饱和入渗率时，降雨水分入渗过程属于非饱和入渗，降水先补给更浅层土壤水分，在逐渐向下入渗，下层的入渗就属于非饱和排水入渗，因此初始含水量使水分入渗深度受限。王博等的研究中比较了土壤初始含水量与降雨入渗的关系，发现初始含水量较低时湿润锋出现的时间和所需要的降雨量比初始含水量高时大[36]，因为上层的土壤湿润度越高，水分入渗的锋面与下层土层平均势的差值越大，从而产生大量的入渗量，使水分入渗能力加大[37]。

降雨强度同样影响着水分的入渗深度，18.39 mm降雨过程中，10 cm土层水分含量在累计降雨量12.5 mm时水分含量就达到了最大值4.5 cm3/cm3，虽然降雨持续进行但水分含量没有增加反而呈减小趋势。这是因为降雨强度小的时候，随着降水持续进行，土壤水分含量渐渐趋近饱和，当土壤含水量达到饱和后土壤水势梯度降低，可接纳水分的孔隙度减少，所以水分变化率降低。63 mm降雨过程中出现了19.8 mm/h的高强度降雨，10和30 mm土层水分含量在该强度降雨的作用下延后1～2 h出现跳跃式增加，随后降雨强度减小该土层水分含量逐渐降低，这是由于降雨强度较大并且高于饱和入渗率时，能瞬时达到饱和含水量，并且达到一个最大值，但在持续降雨中降雨强度减小并低于饱和入渗率时，含水量开始减小到饱和含水量大小。有研究[38]也表明，小于20 cm的土层含水量对降雨脉动响应强烈，雨强越大，降水可以在短时间内使土壤水分达到饱和状态，更有利于水分向深层次运移。

其他研究者发现降雨量、降雨次数、降雨强度影响土壤水分时间和空间的变化[39-40]。不同降雨事件下土壤水分含量变化存在明显的差异。降雨量的大小是直接影响水分的入渗深度的主要因素，随着降雨量持续增加，水分向深层下渗44.6，63.6 mm的降雨量结束后，土层初始含量对土层水分的增量以及入渗速率影响较小，主要还是由独立降雨量的大小决定，降雨量越大，对土层水分的补给越大，入渗的速度越快。在63.6，44.6 mm降雨事件中，降雨入渗相同土层深度所经历的时间不同。入渗相同深度63.6 mm降雨情况下所用的时间最短。说明独立降雨事件水分含量越大，入渗的速率快，水分补给的量越大。

4 结 论

(1) 大于8.8 mm的降雨事件水分可以到达杨柴根系主要分布的土层，属于有效降雨。44.60 mm以上降雨水分至少可以入渗到110 cm土层，可以对地下水进行有效补给。

(2) 土壤水分初始含水量影响降雨水分入渗的深度，土壤初始含水量高的降雨结束后，水分更容易向深层次入渗。

(3) 降雨强度决定了不同土层水分含量变化的时间及增量，降雨强度越大，水分入渗到相同土层所花的时间更短，不同土层水分含量变化的幅度越大，更有利于水分向深层土入渗。当降雨强度>7 mm/h时，10和30 cm土层水分变化滞后于该降雨强度1～3 h，出现明显的跳跃式增加。70 cm及以下土层对降雨强度的响应逐渐减小。

(4) 降雨对土壤水分的补给量主要由单次降雨量决定，单次降雨量越大水分入渗的深度越深，对土壤水分补给的量越大。