高寒草原根系層土壤水分動態(tài)及其對降雨格局的響應(yīng)

石明明 ，王曉敏 ，周秉榮 ，韓炳宏 ，史飛飛 ，陳奇

1.青海省防災(zāi)減災(zāi)重點實驗室，青海 西寧 810001；2.青海省氣象科學研究所，青海 西寧 810001；3.河南縣氣象局，青海 河南 811599；4.青海省海南州氣象局，青海 共和 813099

土壤水分作為生物圈和土壤圈的重要連接紐帶，既是土壤的主要特性之一，也是影響植物生長和發(fā)育的最重要的基本參量（Oki et al.，2006；Seneviratne et al.，2010），特別是根系層土壤水分直接影響著植物水分的收支（He et al.，2012）。其時間變化和空間分布調(diào)控著植被的格局、多樣性和演替特征，對生態(tài)系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)和功能具有重要的影響（朱緒超等，2017）。

土壤水分的動態(tài)主要包括季節(jié)性、垂直剖面和空間變化。張學龍等（1998）就祁連山寺隆林區(qū)土壤水分季節(jié)變化劃分為消耗期（5月初至6月中旬）、積累期（6月中旬至7月底）、消退期（8月初至9月底）和穩(wěn)定期（10月初至4月）4個階段。朱緒超等（2017）就高寒草甸表層土壤水分時間穩(wěn)定性的研究表明，生長季土壤水分在空間上表現(xiàn)為弱變異性，在時間上表現(xiàn)為中等變異性，較干和較濕的地區(qū)土壤水分的時間穩(wěn)定性相對較弱。這種土壤水分時空變異主要受植被、氣候、地形及土壤質(zhì)地等的影響，其中，氣候特別是降雨對土壤水分時空格局的影響尤為明顯（He et al.，2012；魏雅芬等，2008；林莎等，2019）。范科科等（2019）通過研究青藏高原地表土壤水分變化，發(fā)現(xiàn)降雨是影響大部分地區(qū)土壤水分時空變化的最主要因子。馬扶林等（2020）發(fā)現(xiàn)青海北部草地土壤水分時間變異程度主要受土層深度、植被蓋度和降水量的影響。李宏林等（2012）在高寒沼澤濕地的研究發(fā)現(xiàn)，濕地退化導(dǎo)致其群落組成發(fā)生明顯改變，影響群落整體的水分利用效率，進而導(dǎo)致濕地土壤水分狀況發(fā)生改變。可見，目前關(guān)于高寒地區(qū)土壤水分變化的研究主要集中在土壤水分時間和空間變異特征及植被和降水量對其的影響研究。降雨對土壤水分的影響主要表現(xiàn)為降雨格局的年際和季節(jié)變化，包括降雨量、降雨季節(jié)分布、降雨歷時、降雨強度和降雨間隔等變化，其共同影響降雨入滲，進而影響降雨對不同土層土壤水分的補充（陳敏玲等，2016；王海梅等，2016；李新樂等，2019）。然而，有關(guān)青藏高原地區(qū)高寒草原土壤水分改變對降雨格局變化的響應(yīng)研究仍缺少深入的分析。

高寒草原是青藏高原主要的草地類型，其根系層土壤水分主要由降雨補給（Wang et al.，2001；邢宇等，2009）。深入理解土壤水分動態(tài)和降雨的關(guān)系有助于更好地認識土壤水分的維持和預(yù)測未來降雨格局變化對高寒草原生態(tài)系統(tǒng)關(guān)鍵過程的潛在影響（Shi et al.，2007）。為此，本研究系統(tǒng)分析了高寒草原根系層土壤水分動態(tài)及其對降雨格局的響應(yīng)特征，試圖解決 2個問題：（1）高寒草原根系層土壤水分時間變化特征？（2）降雨對高寒草原根系層土壤水分的影響規(guī)律如何？以期為高寒草原土壤干旱預(yù)測和草地利用與管理提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域概況

本研究選擇了青海省氣象科學研究所海北高寒草原生態(tài)氣象試驗站為試驗區(qū)（100°51′E，36°57′N），位于青海高原北部的海北州海晏縣，海拔3140 m；具有明顯的高原氣候特征，屬于高原亞干旱氣候；年平均氣溫1.39 ℃；年降水量502.2 mm，降水主要發(fā)生在5—9月。試驗樣地面積26 hm2，地勢平坦，植被均一；植被類型屬于典型的高寒草原，植物群落中以禾本科的西北針茅（Stipa sareptana）為優(yōu)勢種，伴生種有矮嵩草（Kobresia humips）、草地早熟禾（Poapratensis）、溚草（Koeleria cristatata）、斜莖黃芪（Astragalusadsurgens）。植物根系主要分布在0—40 cm土層（He et al.，2012），土壤類型為山地灰褐色土，整個區(qū)域分布有季節(jié)性凍土。樣地具體信息參見表1。

1.2 研究方法

1.2.1 微氣象觀測系統(tǒng)

于2014年4月，選擇能夠代表整個試驗區(qū)域的樣地為試驗樣區(qū)，安裝了一套自動氣象觀測系統(tǒng)，觀測系統(tǒng)中不同觀測設(shè)備各一套。進行長時間序列的集中觀測，包括大氣溫度和離地面1 m處大氣溫濕度（HMP-45C，Vaisala），三維超聲風速儀（CSAT3，Campbell）測定離地面1 m處風速，土壤水分測定探頭（CS616，Campbell）測定不同深度（5、10、20、30、40 cm）的土壤含水量，以及稱重式降水傳感器（DSC1）測定降雨量，配備CR1000采集器每10 min記錄一次數(shù)據(jù)并存儲。其中，安裝土壤水分測定探頭時，在樣區(qū)中挖一個足夠?qū)挼目樱繉右粋€探頭，通過坑側(cè)插入土壤中，與地面保持平行，然后，按出土相反的順序?qū)⑼撂钊肟又校箍拥谋砻婧涂又車莸乇砻嫦嗨啤Ｔ诎惭b完設(shè)備2個月后開始觀測，以便土壤恢復(fù)原狀。本研究采用試驗站 2015—2017年的降雨、土壤水分連續(xù)觀測數(shù)據(jù)進行土壤水分變化及對降雨的響應(yīng)分析。

1.2.2 降雨事件和土壤水分增量的確定

依據(jù)常用的分析方法（劉賢趙等，1999；高露等，2020），將間隔大于24 h的降雨作為2次獨立的降雨事件，并根據(jù)研究區(qū)降水狀況將降雨事件按降雨量分為 0.1—2、2—5、5—10、10—20 mm 及＞20 mm，共5個量級。根據(jù)2015—2017年生長季（5—10月）的降雨數(shù)據(jù)，共統(tǒng)計出81次降雨事件。降雨強度為一次降雨事件的量與持續(xù)時間的比值。土壤水分增量利用降雨后土壤水分最大含量和降水前的土壤水分含量的差值確定，同時，0—40 cm土壤剖面蓄水增量通過剖面平均土壤水分的最大增量和土層深度來確定。氣溫、風速和相對濕度為降雨期間的平均值。

1.2.3 統(tǒng)計分析

采用SPSS 16.0中的One-Way ANOVA檢驗分析生長季土壤水分年際間的差異性，顯著性水平設(shè)置為P＜0.05；土壤水分增量和降雨事件大小、降雨強度、降雨前5 cm土層土壤水分、氣溫、風速、相對濕度之間的關(guān)系采用Pearson相關(guān)性分析。降雨事件大小和降雨強度對0—40 cm土壤剖面蓄水增量的影響采用曲性回歸分析。運用OriginPro 9.1作圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 降雨與土壤水分的季節(jié)和年際變化特征

2015—2017年生長季降水量分別為 426.7、436.4、489.0 mm，平均降水量為 450.7 mm（CV=7.44%），占年總降水量的比例為89.75%；平均氣溫8.4 ℃；3年降雨事件共81次，大于10 mm的降雨較多，降雨頻率達54.32%，對總降水量的貢獻最大。隨著降雨量級升高，降雨次數(shù)先減少后增加，降雨量和降雨強度逐漸增大（圖1）。

表1 試驗站基本信息Table 1 General information of testing site

圖1 降雨和平均氣溫月均值變化與各量級降雨情況Fig.1 Monthly means of rainfall and average temperature and rainfall at various level

土壤水分年內(nèi)變化具有單峰、雙峰特征（圖2）。單峰出現(xiàn)在2016年，2016年峰值主要出現(xiàn)在9月；2015年和2017年土壤水分出現(xiàn)雙峰變化特征，第一個峰值2015年出現(xiàn)在5月，2017年出現(xiàn)在5—6月，第二個峰值2015年出現(xiàn)在7月，2017年出現(xiàn)在9—10月。降雨峰值通常可以引起土壤水分峰值的出現(xiàn)，但土壤水分峰值與降雨格局分布沒有很好的對應(yīng)。生長季平均土壤水分，從表層到深層變異性逐漸減小；5 cm和10 cm土層土壤水分2015年顯著高于2016年和2017年（P＜0.05），2016年和2017年間無顯著差異；20、30、40 cm土層土壤水分2015年顯著高于2016年和2017年（P＜0.05），2017年顯著高于2016年（P＜0.05）（圖2）。

圖2 2015—2017年生長季土壤水分和降雨的季節(jié)與年際變化Fig.2 Seasonal and inter-annual variations of soil moisture and rainfall during the growing season from 2015 to 2017

2.2 土壤水分對降雨的響應(yīng)

隨著降雨事件大小的增大，土壤水分增量逐漸升高（圖3）。0.1—2 mm的降雨對土壤水分的補給十分微弱，只引起 5 cm土層土壤水分平均增加0.003 cm3·cm-3；2—5 mm的降雨可以引起5 cm和10 cm土層土壤水分分別平均增加 0.009、0.003 cm3·cm-3，10 cm以下土層土壤水分未改變；5—10 mm的降雨可引起5、10、20、30、40 cm土層土壤水分分別平均增加 0.038、0.012、0.004、0.003、0.002 cm3·cm-3；10—20 mm的降雨對土壤水分的補給明顯增強，5、10、20、30、40 cm土層土壤水分分別平均增加 0.062、0.036、0.019、0.019、0.009 cm3·cm-3；＞20 mm 的降雨對 5、10、20、30、40 cm土層土壤水分分別平均增加0.143、0.099、0.063、0.051、0.022 cm3·cm-3。

圖3 不同降雨量級下土壤水分增量變化Fig.3 Increase of soil moisture content at various rainfall levels

5個土層土壤水分增量和降雨事件大小均呈顯著正相關(guān)（P＜0.01）；0—30 cm土層土壤水分增量和降雨強度均呈顯著正相關(guān)（P＜0.01），在40 cm土層未發(fā)現(xiàn)顯著正相關(guān)性（表2）。分析了降雨前表層（5 cm）土壤水分、氣溫、風速和相對濕度對土壤水分增量的影響（表3），發(fā)現(xiàn)氣溫對土壤水分增量的影響較明顯，氣溫高導(dǎo)致蒸散發(fā)量大，隨著氣溫升高，單位降雨引起的土壤水分增量呈減少趨勢。土壤水分增量與風速和相對濕度未表現(xiàn)出明顯的相關(guān)規(guī)律性。

表2 土壤水分增量和降雨事件大小、降雨強度之間的相關(guān)性Table 2 The correlation between the soil moisture increase and rainfall event size, rainfall intensity

2.3 土壤剖面蓄水增量與降雨事件大小和強度的關(guān)系

回歸分析顯示（圖4），0—40 cm土壤剖面蓄水增量與降雨事件大小和降雨強度均呈顯著的二次函數(shù)關(guān)系（P＜0.001），即隨著降雨事件大小和降雨強度的增加，0—40 cm土壤剖面蓄水增量呈先較快增加后逐漸趨于平穩(wěn)的趨勢。降雨事件大小能夠解釋 0—40 cm土壤剖面蓄水增量的81.2%，降雨強度能夠解釋0—40 cm土壤剖面蓄水增量的53.0%。0—40 cm土壤剖面蓄水開始增加的降雨事件大小和降雨強度閾值分別為 3.03 mm 和 1.32 mm·d-1。

表3 單位降雨引起的土壤水分增量（土壤水分增量/降雨事件大小）和降雨前表層（5 cm）土壤水分、氣溫、風速、相對濕度之間的相關(guān)性Table 3 Correlation between the soil moisture increase induced by 1 mm rainfall and surface (5 cm) soil moisture content before rainfall events, air temperature, wind speed, relative humidity

圖4 0—40 cm土壤剖面儲水增量和降雨事件大小、降雨強度的關(guān)系Fig.4 Relationships of increase in soil water storage in 0-40 cm soil profiles with rainfall event size, rainfall intensity

3 討論

3.1 生長季土壤水分年際和季節(jié)變化及其對降雨的響應(yīng)

生長季土壤水分不僅受生長季降雨的影響，還受非生長季降雪的影響（陳敏玲等，2016）。本研究結(jié)果表明：生長季降雨格局變化基本呈單峰型，峰值出現(xiàn)在 6—9月；而土壤水分動態(tài)變化存在單峰型和雙峰型2種模式，土壤水分動態(tài)和降雨格局沒有表現(xiàn)出很好的一致性，這與荒漠地區(qū)土壤水分變化通常和降雨格局保持一致不同（常昌明等，2016）。在土壤水分出現(xiàn)雙峰型年份（2015年和2017年），第一個峰值均出現(xiàn)在生長季前期，生長季前期土壤水分較高可能是冬春季降雪對土壤起到增墑保濕作用，生長季前土壤解凍導(dǎo)致土壤水分增加（侯瓊等，2005），雨季來臨后，土壤水分得到較強補充形成第二個峰值（2015年）。但雙峰型年份第二個峰值（2017年）或單峰型年份的峰值（2016年）出現(xiàn)在生長季后期，這可能是因為降雨峰值偏后，且生長季后期蒸散發(fā)較小導(dǎo)致的。而荒漠地區(qū)冬季降雪少，降雪很難對土壤起到增墑作用，且生長季后期蒸發(fā)較大，少量降雨不能對土壤水分起到補充，使得生長季土壤水分動態(tài)和降雨格局具有較好的一致性（常昌明等，2016）。不同土層土壤水分對降雨的響應(yīng)是一個復(fù)雜的過程，其受降雨事件大小、降雨強度、降雨間隔長短、植被類型和土壤質(zhì)地的影響（Heisler-white et al.，2008）。土壤水分在年際間表現(xiàn)出顯著差異，0—10 cm土層土壤水分2015年顯著高于2016年和2017年，2016年和2017年間無顯著差異；10—40 cm土層土壤水分3年間均存在顯著差異。這些結(jié)果表明，植物生長季下層土壤水分年際間的差異比上層（0—10 cm）對降雨格局變化的響應(yīng)更顯著。

3.2 降雨事件對土壤水分的影響

降雨格局及雨水在土壤中的再分配都直接影響土壤水分。降雨時，水分既要克服蒸發(fā)消耗又要克服表土層的吸附截留，才能下滲到下層土壤，從而有效地補充下層土壤水分。受降雨量大小、降雨強度的影響，降雨對土壤水分的補充作用效果不同。本研究發(fā)現(xiàn)，0.1—2 mm和2—5 mm等級的降雨只能微弱增加表層（0—10 cm）土壤水分，不能滲透到更深層。相比之下，在沙地和荒漠地區(qū)5 mm的降雨就能有效補充30 cm以下土層土壤水分（魏雅芬等，2008；常昌明等，2016），這主要是因為相比于草原，沙地和荒漠植被覆蓋度低，對降雨的截留較少，且土壤顆粒大，雨水下滲過程中根系吸收水分較少，水分的滲透率相對較高（郭柯等，2000）。5—10 mm等級的降雨可明顯增加5 cm和10 cm土層土壤水分，平均增量分別為0.038、0.012 cm3·cm-3，10—20 mm等級降雨可明顯增加 0—30 cm土層土壤水分，增幅范圍為 0.062—0.019 cm3·cm-3，40 cm土層只有降雨量大于20 mm時，土壤水分才明顯增加。

降雨及水分下滲過程中，始終有蒸散作用伴隨發(fā)生。土壤水分對降雨的響應(yīng)不僅受降雨事件大小和強度的顯著影響（P＜0.01），同時，還受氣溫、風速、空氣相對濕度的影響（魏雅芬等，2008）。降雨量和強度越大，雨水下滲越深。氣溫高引發(fā)較大的蒸散發(fā)，單位降雨引起的土壤水分增量越小，這也是生長季中期降雨量較大，而土壤水分沒出現(xiàn)峰值的主要原因。降雨前較高的土壤水分有利于雨水下滲，這與其他地區(qū)研究的結(jié)論是一致的（陳敏玲等，2016；Wang et al.，2013）。在高寒草原根系層土壤剖面蓄水增加的降雨事件大小和降雨強度閾值分別為3.03 mm和1.32 mm·d-1。因此，有效降雨的界定不僅要考慮降雨大小，還要考慮降雨強度。

基于本研究結(jié)果可知，6—9月是高寒草原土壤水分補充和維持的重要時期，該時段降雨格局的改變將對高寒草原土壤水分的補充、降雨的有效性產(chǎn)生一定的影響。同時，不同土層土壤水分對降雨格局變化的響應(yīng)差異，可能改變?nèi)郝渲猩罡抵参锖蜏\根系植物的優(yōu)勢度，最終導(dǎo)致高寒草原生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)和功能的改變（Seneviratne et al.，2010；Kurc et al.，2007）。因此，未來的研究應(yīng)聚焦在降雨格局變化對植物群落結(jié)構(gòu)的影響研究，以增加對降雨、土壤水分格局變化和植被動態(tài)關(guān)系的理解。

4 結(jié)論

（1）生長季降雨格局和根系層土壤水分動態(tài)沒有表現(xiàn)出很好的一致性，前者變化基本呈單峰型，而后者存在單峰型和雙峰型兩種模式，雙峰型第一個峰值出現(xiàn)在生長季前期，生長季前期土壤水分對整個生長季土壤水分的維持具有重要作用。年際間降雨格局的差異對下層土壤水分變化的影響大于上層（0—10 cm）土壤。

（2）小于5 mm的降雨對高寒草原土壤水分的補給很弱，大于 5 mm的降雨可明顯增加表層（0—10 cm）土壤水分，大于10 mm的降雨可明顯增加20—30 cm土層土壤水分，只有降雨大于20 mm，40 cm土層土壤水分才明顯增加。

（3）土壤水分增量不僅受降雨事件大小和強度的顯著影響，同時受降雨前表層土壤水分和氣溫的明顯影響。0—40 cm土壤剖面蓄水增加的降雨事件大小和降雨強度閾值分別為 3.03 mm和1.32 mm·d-1。