亚热带草地水热动态变化及地表能量分配

王 恒,张清涛*,王志强,吴昕宇

(1.中山大学土木工程学院,广东 珠海 519082;2.中山大学华南地区水循环与水安全广东省普通高校重点实验室,广东 广州 510275;3.广东省海洋土木工程重点实验室,广东 珠海 519082;4.南方海洋科学与工程广东省实验室,广东 珠海 519082)

在土壤水分的调节下,降雨进入渗流、地表径流以及地表蓄水中,影响水文过程[1-2]。土壤水分作用于土壤物质的运输与交换,影响土壤肥力,对于植物生长的生态模式有着不可缺少的作用[3-4]。在土壤-植被-大气连续体中,土壤水分作为承载物质与能量的载体,不仅影响农业生产,还影响土壤系统养分循环与传递,从而影响区域植物分布与生态系统[5-7]。土壤含水量的变化通过影响植被蒸腾与土壤蒸发,调节近地表大气感热通量与潜热通量的分配,从而大大影响气候[8]。

土壤温度影响碳、氮等物质的生物化学循环,从而控制植物的生长发育以及作物产量等[9]。土壤温度能够改变根系细胞代谢,影响土壤蒸发以及水分渗流,从而改变土壤的持水、保水性能[10-11]。因此,土壤温度与土壤水分是影响土壤-植被-大气连续体中的重要一环,是研究生态水文过程的重要组成部分[12-13]。

土壤水热会影响地表的生态群落,从而改变植被的生长速率[14]。关于土壤水热运移及变化的研究已有很多,李彤等[15]研究了放牧对草原土壤水热状况的影响,结果表明,随着放牧强度的增强,草地土壤温度逐渐上升。罗江鑫等[16]研究了青藏高原积雪变化对土壤水热传输的影响,结果表明积雪可以有效减少土壤热量流失,保持土壤温度。李雪琴等[17]研究了藏东南地区草地土壤的湿度分布特征,结果表明,土壤湿度主要受降水量的影响。党毅等[18]发现坝上高原地区树乔木林土壤水分含量均值显著高于草地,大雨作用下草地响应土层为0～60 cm。刘宇杰等[19]对比了不同雨量的降雨事件中,结果表明梯田橘园各土层含水量总体增长幅度大于坡地橘园,不同地形土壤水分对降雨的响应不同,持水能力也有差异。目前土壤水热变化的研究集中在不同的土地利用类型[6-7]、不同的气候区[11,20]、不同的地理分区以及不同的灌溉方式等[21-22]。

草地在不同的气候条件下有着不同的生长方式,对土壤水热有着不同的响应。而关于亚热带沿海地区草地土壤水热的研究相对不足。本研究通过对亚热带海边校园草地土壤水热进行观测,旨在探究草地土壤水热时空变化特征及其对降雨的响应;同时利用波文比能量平衡法分析草地地表能量分配,分析土壤水热变化与地表能量的关系,为亚热带沿海草地水热运移研究提供支撑。由于季风气候的干湿季差异大,导致季节性局部干旱经常发生,对于农业生产和生态系统有一定的危害。因此,研究本区的土壤-植物水热运移,对促进农业生产和保护生态系统有一定积极意义。

1 材料与方法

1.1 试验区概况

试验区位于广东省珠海市香洲区中山大学珠海校区内(22.35°N,113.58°E),地处北回归线以南,全年气温较高,温差小,冬夏两季有明显的季风交替,属于南亚热带季风海洋性气候。珠海市多雷雨天气,2021年降雨量2 392.6 mm,年平均气温24℃,全年日照时间1 985.4 h[23];2022年降雨量2 472.1 mm,年平均气温23.2 ℃,全年日照时数1 816.8 h[24]。

试验区土壤土体主要为疏松砂状风化残积物,以石英以及高岭石为主。因为降雨冲刷以及地形等原因,少数地方表层冲刷严重,保水性差;而部分靠山洼地植被丰富,有充足的腐殖质积累,十分有利于植物生长[25]。本试验区草地生长依靠降雨,无灌溉,地下水位约为地下1 m。

1.2 仪器布置

本研究在中山大学珠海校区内选择自然生长的草地搭建仪器,主要观测草地的土壤水热变化以及地表能量平衡和蒸散过程,具体布置见图1。观测仪器主要包括2套土壤体积含水量、土壤水势、温度测量系统,以及1套三温模型蒸散测量系统。对2套土壤水分、土壤水势、土壤温度测量系统的数据取算术平均值。水文气象参数由CAWS600波文比自动气象站收集(华云升达,北京)。气象站的搭建符合国家标准气象场。草地地下水位约为地下1 m,土壤水分探头埋深为5 cm,土壤水势以及土壤温度探头埋深均为5、10、20、40、70、100 cm。具体的观测项目以及仪器布置见表1。

表1 观测项目与具体仪器布置

图1 草地仪器布置

1.3 研究方法

1.3.1土壤水热运移

土壤水分与热量的运动方向用土壤水势梯度以及温度梯度表示,计算见式(1)、(2)[26]:

(1)

(2)

式中hg——土壤水势梯度,kPa/m,hg﹥0时,表示下层水势大于上层水势,土壤水分由下往上移动,相反,hg﹤0时,表示下层水势小于上层水势,土壤水分由上往下移动;Tg——土壤温度梯度,℃/m,Tg﹥0时,表示下层温度小于上层温度,热量由上往下移动,相反,则表示土壤热量由下往上移动;hi+1、hi——在剖面深度为i+1、i层处的土壤水势,kPa;Δz——剖面内i+1与i层的垂向距离,m;Ti+1、Ti——在剖面深度为i+1、i层的土壤温度,℃。

当土壤水势梯度以及温度梯度为零时,称该作用面为土壤水势梯度或土壤温度梯度的零通面。

1.3.2地表能量分配与蒸散发

Bowen在1926年提出基于下垫面水热交换基础的波文比(β)能量平衡法,一般假设潜热通量与感热通量之间存在相似性,根据湍流交换理论,通过不同高度的空气温度、相对湿度以及大气压等数据计算蒸散发,可以充分反映地表的水热特征[27-28]。结合波文比法以及地表能量平衡,可以得到亚热带草地干湿季地表能量分配以及蒸散发量。同时为了避免波文比测量系统的仪器误差,剔除了其中-1.3<β<-0.7的值。

地表能量平衡[29]以及波文比的计算可用式(3)—(6)表示:

Rn=H+LET+G

(3)

(4)

(5)

γ′=0.665×10-3P

(6)

式中Rn——净辐射,W/m2;H——感热通量,W/m2;LET——潜热通量,W/m2;G——土壤热通量,W/m2;γ′——湿度计常数,kPa/℃;ΔT——2个高度的温度差(试验中测定高度为1.5、2.5 m),℃;Δe——2个高度的水汽压差(测定高度同上),kPa;P——大气压,kPa;γ′——汽化潜热,取2.45×106J/kg。

1.3.3温度差法计算蒸散发

比较波文比法与温度差法计算出的蒸散发量。温度差法可见式(7)、(8)[30]:

(7)

(8)

式中Rn——净辐射,W/m2;LET——潜热通量,W/m2;G——土壤热通量,W/m2;ρ——空气密度,kg/m3;Cp——空气定压比热,J/(kg·℃);Ta——空气温度,℃;Ts——植物冠层温度,℃;ra——空气动力学阻抗,s/m;Zm——测风高度,m;Zh——湿度测量高度,m;d——零平面位移高度,假设作物高度为h,d=2/3h,m;Zom——控制动量传递的粗糙度长度,Zom=0.123h,m;Zoh——控制热量和蒸汽传递的粗糙度长度,Zoh=0.1Zom,m;k——卡门常数,取0.41;uz——高度为z处的风速,m/s。

2 结果

2.1 土壤水分与降水日变化特征

根据广东省实际情况,将3—5月定为春季,6—9月为夏季,10—11月为秋季,12月至次年2月为冬季。根据图2可知,春夏季节降雨丰富,春季日均降雨10.28 mm,夏季日均降雨9.74 mm,秋季日均降雨5.78 mm,冬季日均降雨2.77 mm。土壤含水量变化受到降雨的显著影响,随着降雨量的增多而明显提高。12月20日,在前期长期无雨的情况下,日降雨量为15.2 mm,土壤水分变化为0.12 m3/m3。与之相比,5月1日时日降水量为120.3 mm,土壤水分变化仅为0.11 m3/m3。总体看来,在土壤更加湿润的时候,降雨引起的土壤水分变化幅度会更小,含水量小的干土更加有利于雨水渗入。

图2 草地5 cm埋深日平均土壤水分与日降水量变化

降雨以及土壤水分最大值分别发生在5月11日(210.1 mm)、10月10日(0.44 m3/m3)。5月11日降雨达到最大后,5月12日土壤水分达到了短期内的巅峰(0.39 m3/m3),而10月8日降雨达到短期内巅峰(166.9 mm)后,10月10日土壤水分才处于峰值,土壤水分对降雨的响应存在延缓。

2.2 土壤水势变化

2.2.1土壤水势日变化

图3展示了观测期内不同季节的土壤水势(图3a—3d)与土壤水势梯度(图3e—3h)日变化,可以明显观察到,季节对土壤水势的影响不大,土壤水势变化主要与降雨有关。降雨少的干季(11、12月)土壤水势日波动幅度大,在整体土壤水势较低的情况下,不同土壤深度的土壤水势有明显差异。以11月为例,5、10 cm埋深处,土壤水势日变化为先减小再增大最后再减小,在20、40 cm处,整体土壤水势变化稳定。在更深的70、100 cm处,土壤水势整体变化与5、10 cm处相反,在上午(00:00—12:00)土壤水势先达到峰值,最后减少回升。草地的主要根系处于10 cm左右的深度,浅层与深层土水势相反的变化应归因于植被蒸腾耗水导致的浅层土壤水势降低。降水多的湿季(2021年8—10月、2022年5—7月)土壤水势日变化较为稳定,在日尺度上没有明显的波动。

a)春季土壤水势

土壤水势梯度能在一定程度上反映植被蒸腾耗水的过程,干季浅层(0～20 cm)土壤水势梯度与土壤水势变化相反,符合植被日蒸腾耗水的规律。清晨,5～20 cm土壤水势梯度呈上升趋势,5 cm深度土壤水分因草地蒸腾耗水而减小。上午,草地蒸腾作用逐渐旺盛,深层供水到达表层,随着土壤深层水分的补给速率逐渐大于草地耗水速率,5 cm土壤水势增大,水势梯度剧烈减小。可以观察到正午过后草地蒸腾最为旺盛,随着蒸腾作用的减弱,深层供水减少,深层供水速率小于草地耗水速率后表层土壤水势逐渐降低。

从湿季的土壤水势梯度看来,表层(土壤深度20 cm以内)的土壤水势梯度更大,土壤水分在土壤表层的运移动力也越强。

2.2.2土壤水势垂向变化

图4展示了各季节土壤水势的垂向变化。通过月尺度上的土壤水势(图4a—4d)、水势梯度(图4e—4h)垂向变化对土壤水分运移做更进一步的分析。降水多的湿季(5、6、8、10月)由于雨水充足,所以整体土壤水势较高,70 cm以下深度的土水势趋近于0,土壤水势梯度随深度增加而减小,最后趋近于0。湿季土壤水势梯度整体大于0,土壤水分由下往上运移。5、8月在10～30 cm内水势梯度为负值,土壤水分向下运移,30 cm以下深处土壤水势向上运移。

图4 草地土壤水势与土壤水势梯度垂向变化

11月由于降雨少,表层土壤水势很低,虽然整体上土壤水势与深度呈现正相关,但在20 cm以下随深度增大趋势明显变缓,水势梯度在10～20 cm内达到峰值,土壤水分自下向上移动。12月土水势随土壤深度的变化为先增大后减少,在深度40 cm后又逐渐增大。水势梯度上,在20～30 cm中出现零通面,零通面以上水分向上运移,以下水分向下运移。1月土壤水势大于12月,可能是12月底的降雨入渗延迟导致的。1月结束后,2月出现了较多降雨,因此整体土壤水势相较于1月有明显提升。2月份出现了土壤水势随深度先减小再增大的现象,土壤水势的转折点出现在深度40 cm处,1、2月土壤水势梯度在50 cm深处左右达到0。50 cm以下土壤水分向上运动,50 cm以上土壤水分向下运动。由于4月前的3月底存在一波集中降雨,虽然该月份整体降雨少,但土壤水势水平相较于11月至次年1月更高。11、12、7月水势梯度峰值出现在10～20 cm,其余月份土壤水势梯度峰值出现在土壤表层,是由于干季降雨少,土壤表层干燥缺水,草地蒸腾过程中根系利用水分导致耗水位置下移到草地根系附近。7月总体降雨虽多,但降雨时间较为集中,导致土壤水势梯度的变化与降雨少的干季较为类似。

2.2.3土壤水势对降雨的响应

选取2021年11月1日至2022年1月31日、2022年5月1日至2022年7月14日作为典型的干、湿季节进行土壤水势对降雨的响应分析,见图5。在干季,11月22日的小降雨对草地土壤水势的影响不大,可以认为草地对小降雨并不敏感,但短期水势梯度在表层发生了一定变化,水分入渗到10～20 cm深度后被植物根系吸收用于叶片蒸腾。12月底一场日降雨量为15.2 mm的降雨剧烈改变了土壤水势的变化,但也仅限于40 cm深度以上,深层土水势的变化更加平缓,说明土壤水分的入渗有一定延缓并且入渗的过程会大大减少水势的剧变。土壤水势梯度在降雨后变为负值,土壤水分由上往下移动,但可以发现,这种变化都局限于土壤表层,深层土壤水势梯度基本为0。

图5 草地干湿季土壤水势与土壤水势梯度对降雨的响应

干湿季对比可见,由于湿季降雨频繁并且降雨量大,土壤基本保持在较湿润状态,土壤水势也处于很高的水平,短期的无雨过后表层的土壤水势会有一定的减少,但在下一次降雨后会立刻得到补充。湿季土壤水势的剧变发生在6月底,2周的无雨条件导致土壤表层水势降低,这种变化可能是由于气温的升高导致的土壤蒸发加剧以及作物快速生长过程中根系对水分的利用消耗。干季表层土水势变化剧烈,受降雨变化敏感,土壤水分变化也更加迅速。与干季相比,湿季土水势的下降过程更加缓慢,这种影响可能是湿季土壤水势梯度更小,水分运移更慢所致。由于土壤水分水平一直很高,所以土壤水势梯度变化不大,其变化仅仅表现在短期无雨后,表层有一定的水分运移用以补充作物根系利用。

无论是干湿季,土壤深层(70～100 cm)的水势梯度几乎为0并保持不变,受降雨影响小,水分的运移发生在土壤表层(0～40 cm)。由于湿季降雨多,各层土壤水势一致保持很高的水准,因此降雨后土壤水分变化也会相对更慢。

2.3 土壤温度变化

2.3.1土壤温度日变化

图6展示了土壤温度(图6a—6d)与土壤温度梯度(图6e—6h)各个季节的日变化情况。土壤温度的日变化主要体现在20 cm深度以内,随着土壤深度的继续增加,土壤温度在1 d内则基本保持不变。表层土壤温度的变化整体呈峰型,在下午达到最大值,并且峰值的出现存在明显的延后现象,随着土壤深度的增加,出现温度峰值的时间愈加后延。可以发现土壤温度的整体变化趋势取决于气温的变化。在土壤温度梯度方面,各个月份的变化趋势一致,早晨以及傍晚表面温度低,土壤热量向上传递,白天表层温度高,土壤热量向深层传递,但这种热量的迁移基本存在于土壤表层。值得注意的是,3月以后,土壤温度整体上升,但表层的土壤温度梯度却在减小,主要是由于随着草地的快速生长发育,茂密的草地减少了表层土壤温度梯度。

图6 草地土壤温度与土壤温度梯度日变化

2.3.2土壤温度垂向变化

图7展示了各月份土壤温度(图7a—7d)、土壤温度梯度(图7e—7h)的垂向变化,在不同深度上,土壤温度差异在±7℃之内。秋冬季节,随着土壤深度的增加,土壤温度逐渐升高;春夏季节,随着土壤深度的增加,土壤温度逐渐减小。在温度梯度上这种差异被明显地划分出来,10月至次年2月整体温度梯度都在0以下,土壤热量由下往上传导;而在其余月份,温度梯度几乎都位于0以上,总体热量由上向下传导。只有8、9月的10～20 cm土壤温度梯度小于0,说明在土壤表层存在一个土壤温度零通面,深层土壤温度依然是由上向下移动。

2.4 地表能量分配

2.4.1蒸散发季节变化

利用波文比法以及温度差法获得了观测期内的草地日蒸散量变化过程(图8),根据内附图的相关性分析,2种方法所得蒸散量非常一致。3月以前蒸散呈递增的趋势,随着3月的到来,蒸散量总体降低,4月有所回弹,往后又有降低的趋势,直到6月底才开始上升,但依然存在个别日期蒸散量低,主要是由于降雨导致的地表净辐射减少,草地蒸腾受到抑制。蒸散发逐日累计曲线的斜率能够反映蒸散大小,2月20日至3月16日以及4月9日左右的曲线斜率是最大的,说明在这2个时间段草地蒸散速率最快。整个4月份蒸散总量119 mm,5月份蒸散总量86 mm,说明湿季草地蒸腾明显减弱。

2.4.2干湿季地表能量分配

选取4月(月降水量14.5 mm)以及5月(月降水量831 mm)作为干、湿季的典型代表月份进行地表能量分配的研究,结果见图9。各通量的日变化有峰值出现,其中数值大、变化明显的是净辐射以及潜热通量,感热通量以及土壤热通量虽然在白天有所增加,但数值和变化趋势较小。对比干湿季,5月因为降雨的原因,总体净辐射减小,导致潜热通量、感热通量以及土壤热通量各部分减小,但是对0:00—6:00,7:00—17:00以及18:00—23:00划分时段统计发现,虽然5月份降雨多,能量通量减少,但是潜热通量的占比反而很高,0:00—6:00、7:00—17:00的潜热通量占比分别提升了3%、7%(表2)。

表2 各时间段能量通量占比

a)4月

3 讨论

土壤温度以及水分对于植被生长发育有着重要影响,研究土壤水热变化对于深入了解植物水分利用和生态水文过程很有帮助。本研究着重对比干湿季不同降雨背景下的土壤水热动态变化以及地表能量去向。土壤温度主要受到季节气温的影响,降雨带来的降温微不足道。这与任涛[31]、Yan等[32]的结论是相似的,季节变化引起的大气温度变化是影响土壤温度的主要原因,降雨影响的大气温度变化占比较小。

在干湿季不同降雨背景下,土壤水分、土壤水势与水势梯度存在明显差异。吴远菲等[33]发现荒草地对降雨的响应时间比灌木更慢,降雨量越大,土壤含水量对降雨的响应越显著。Li等[34]连续观测内蒙古不同地形位置的灌木与草地土壤含水量,发现在强降雨时期草地浅层土壤含水量对降雨的反应比灌丛更快,深层土壤水分变化受到钙层边界影响,起到储蓄水分的作用,土壤水分变化受降雨影响小。观测结果表明:当降雨量相同时,干季引起的土壤水分变化会比湿季更大,原因是湿季土壤含水量水平更高,整体水势梯度差异更小,水分的运移更加缓慢。在土壤更加湿润的时候,降雨引起的土壤水分变化幅度更小,含水量小的干土则更加有利于雨水渗入。整个观测期内,干湿季土壤水分的运移主要集中在表层,是由于10 cm土壤深度植物根系吸水补充叶片蒸腾耗水。

降雨时云层密布,净辐射减少,因此湿季地表能量通量的减少是必然的。干湿季各时间段能量通量分布的占比不同,湿季地表潜热通量的占比相较干季反而有一定的提升,可能与湿季草地进一步生长并且高气温维持了一定的草地蒸散有关。地表草地的覆盖在调节局部土壤湿度与温度的同时,也是影响能量平衡的重要媒介,植被冠层能有效拦截净辐射,并调节潜热通量、显热通量以及土壤热通量的分配[35-37]。

4 结论

本研究对亚热带校园自然生长的草地进行观测,从不同角度分析土壤水势、土壤水势梯度、土壤温度以及土壤温度梯度的变化,结合干湿季土壤水势对降雨的响应,探究亚热带草地土壤水热的变化过程。同时利用波文比能量平衡法分析干湿季草地地表能量分配,主要得到以下结论。

a)相同的降雨量在干季引起的土壤水分变化比湿季更大,研究期内12月20日的日降雨量为15.2 mm,土壤水分变化为0.12 m3/m3;5月1日的日降水量为120.3 mm,土壤水分变化为0.11 m3/m3。干季11、12月土壤水势日波动幅度大,土壤水势低,不同土壤深度的土壤水势有明显差异。而在湿季5—10月,土壤水势大(-100 kPa～0),不同埋深的土壤水势梯度小,水分的运移相对更慢,对降雨更不敏感。

b)湿季5、8月的水势梯度零通面出现在10～30 cm内,干季1、2月的水势梯度零通面出现在50 cm左右。除此以外,土壤水势梯度垂向变化上整体为正,土壤水分由下向上运动。

c)根据土壤水分对降雨的响应,干湿季节降雨后土壤水分运移主要发生在0～40 cm土壤深度。

d)土壤温度的变化受降雨影响小,受季节气温的影响大。秋冬季节,随着土壤深度的增加,土壤温度逐渐升高;春夏季节,随着土壤深度的增加,土壤温度逐渐减小。

e)与干季4月相比,湿季5月的草地蒸腾减少,白天潜热通量占比却提升了7%。