毛烏素沙地楊柴灌木林土壤水分對不同降雨格局的響應

洪光宇， 王曉江， 劉果厚， 高孝威，張 雷， 李卓凡， 李梓豪， 海 龍， 郗 雯

(1.內蒙古農業大學 草原與資源環境學院, 內蒙古 呼和浩特 010010; 2.內蒙古自治區林業科學研究院, 內蒙古 呼和浩特 010010)

水分是干旱、半干旱區植被建設中重要的生態限制因素，在我國該區水分資源匱乏，并且土壤的保水性較差、損失較大、有效利用性較低[1]。降水是干旱、半干旱區生態系統主要的水分來源。在干旱半干旱區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—大氣水三者間相互轉化的橋梁。土壤水作為水循環中的重要部分，不僅影響著地上植物的生長，而且與其種類和分布有著密切的關系，它是導致多數生態環境問題的主因[2-5]降雨格局的變化直接影響土壤水分含量的變化，進而影響生態系統穩定性與生產力狀況[6]。降雨量、降雨強度和降雨頻度對土壤水分入滲的深度和土壤水分的增加具有決定的意義[7]。在干旱，半干旱區降雨少，并且主要以小降雨事件為主，然而小降雨只能對土壤淺層水分進行補給，由于空氣溫度高和相對濕度小的環境原因，表層土壤水分蒸發流失嚴重，因此可供植物直接利用的水分較少。大降雨事件在干旱、半干旱區出現的頻率較低，但大降雨事件能夠使水分入滲到較深層次的土壤并且顯著增加土壤中水分的含量供植物直接利用，甚至對于地下水進行補給[8]。土壤水分的變化直接決定著植物的生長，群落結構的穩定性和可持續性[9-10]。因此研究干旱區人工林土壤水分對不同降雨格局的響應，有助于解決在不同氣候變化中植被結構的優化調控。

毛烏素沙地作為我國四大沙地之一，生態環境較為脆弱，是荒漠化等生態災害較容易產生的地區之一。在該地區，楊柴(Hedysarumleave)以其耗水量小、耐干旱、更新和自然修復能力強的特點成為該區重要的造林樹種被廣泛應用。近年來，圍繞楊柴與土壤水分的關系進行了較多的研究，學者從楊柴根系分布特征與土壤水分的變化[11-12]、土壤水分對楊柴光合作用的影響[13]、楊柴灌叢群落土壤蒸發與氣象因子的關系[14]、楊柴莖流速率動態研究等[12]方面闡明了楊柴灌叢的需水與耗水特征。論證了不同環境下，楊柴群落自身生理生化變化對環境變化的響應規律及應對極端天氣的生長策略。然而，在干旱半干旱區，作為植被生長主要限制因子的降雨格局的變化對楊柴群落的影響研究較少。不同降雨量、降雨強度和降雨間隔對不同深度土壤水分的影響不同，找到不同降雨格局對楊柴群落的水分補給規律可以更好地預測群落土壤水分的承載力。為此，本研究選取飛播楊柴群落土壤水分為研究對象，通過連續觀測2 a不同降雨格局土壤水分的變化情況，探究土壤水分的時空變化特征對不同降雨格局的響應，有助于解析氣候變化對干旱半干旱區楊柴群落的影響和對楊柴群落結構進行優化調控提供理論依據。

1 研究地區與研究方法

1.1 試驗區自然概況

毛烏素沙地位于北緯37°27.5′—39°22.5′，東經107°20′—111°30′，海拔1 200～1 600 m，包括內蒙古自治區鄂爾多斯市的南部、陜西省榆林市的北部風沙區以及寧夏回族自治區鹽池縣東北部，本研究主要在毛烏素沙地腹地鄂爾多斯市烏審旗烏蘭陶勒蓋治沙站內進行設樣。該地區屬于溫帶半干旱大陸性季風氣候，年均溫6.0～8.5 ℃，年均降水量270～350 mm，年均蒸發量1 800～2 500 mm。土壤類型為典型風沙土，易受風沙的強烈侵蝕而形成粗結構。地貌類型包括固定、半固定、半流動、流動沙丘以及丘間地。該地區植被覆蓋度低，種類較少，主要以旱柳(Salixmatsudana)、沙地柏(Sabinavulgaris)、北沙柳(Salixpsammophila)、楊柴(Hedysarummongolicum)和花棒(Hedysarumscoparium)等沙旱生植物為主[15]。

1.2 樣地選擇與儀器安裝

對烏蘭陶勒蓋治沙站內不同飛播年限楊柴灌木林進行植被調查(表1)。由表1可以看出，2002年飛播楊柴灌木林分結構均一，物種多樣性高，因此選取2002年飛播楊柴灌木林作為典型樣地，在迎風坡坡上位置安裝一臺美國Spectrum公司生產的WatchDog 2800型土壤水分自動監測系統，每套系統有6個土壤水分傳感器，傳感器監測的數值為放置傳感器位置上下5 mm處土壤含水量的平均值，傳感器分別放置在10，30，50，70，90和110 cm處土層。儀器在2017年開始安放，土壤水分監測的時間間隔為1 h，在安裝水分測定儀時考慮土壤結構的原始與穩定性，采取側挖土壤剖面安裝后進行埋設。為了減少安放儀器時土壤擾動對測量準確度的影響，選取2018年楊柴生長旺季7—10月的監測數據進行分析。同時在試驗區內安裝口徑為10 cm觀測井一眼，采用自計式地下水位計，觀測該時間段內地下水位隨著降雨出現劇烈變化，地下水位變化范圍在120.00～250.00 cm。 在樣地內同步布設Hobo U30小型氣象站，對其空氣溫度、風速、風向、降雨量、光合有效輻射、大氣濕度、光合有效輻射、地表溫度、地下20 cm土壤溫度、地下40 cm土壤溫度、地表濕度進行收集，每1 h記錄1次數據，并進行存儲。

表1 樣地基本信息

1.3 計算方法

1.3.1 土壤水分變化 土壤含水量在降雨過程中和降雨結束后每1 h含量的變化，來分析土壤水分對降雨格局的響應，土壤水分的變化(Δθ)計算方法為：

Δθ=θ后-θ前

(1)

式中：θ后為降雨過程中某一層土壤水分含量(cm3/cm3)出現變化后的值；θ前為降雨過程中某一層土壤水分含量(cm3/cm3)出現變化前的值。

1.3.2 土壤水分空間變異性 使用均值、標準差和變異系數來分析土壤含水量在降雨開始到降雨結束后和降雨結束后到土壤水分含量趨于穩定時間段內不同土層水分含量的變異性[16]：

Cvi=σi/αi×100%

(2)

式中：Cvi為第i層的變異系數；σi為第i層的標準差;αi為第i層的均值。當Cvi≤10時,為穩定層;當10

1.4 數據處理

采用Excel 2006對降雨過程中土壤水分含量變化及雨后土壤水分再分配過程進行描繪。采用SPSS 16.0軟件進行變異系數分析。

2 結果與分析

2.1 研究區降水特征

烏審旗屬于毛烏素沙地中部，根據研究者對毛烏素沙地烏審旗區域降水特征和未來的可能的變化趨勢分析[17-18]，該地區年平均降水量在340 mm左右，最大年降水量和最小年降水量分別為706.1和173.03 mm。2018年毛烏素沙地降雨量為549.6 mm，可看出2018年屬于典型的豐水年。2018年7月1日至2018年10月30日間，降水量和降水強度分布狀況如圖1所示。以無雨期間隔3 h為1次降水事件[19]整個觀測期內共發生46次降水事件，降雨量為396.19 mm，占全年總降雨量的72.09%。

圖1 研究區2018年降水強度和降水量分布

觀測期內>8.8 mm降雨事件共發生了17次，剩下的29次降水事件降雨量在0.20～8.8 mm之間。根據我國氣象部門采用的降雨強度標準對毛烏素沙地降雨強度等級劃分，統計表明，調查期內經歷了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)。暴雨和大雨出現在8月，除了單次降雨/h量較大外，還出現持續降雨情況。對降雨強度分析得出，<2 mm/h占觀測期內降雨事件的63.0%，2～4 mm/h占21.4%，4～10 mm/h占10.4%，>10 mm/h占5.2%。說明研究區主要以<8 mm降雨事件為主，降雨強度主要在4 mm/h以下。

本文選取發生在7—10月間的4次不同降雨事件，分析不同降雨量和不同降雨強度下楊柴灌叢土壤水分對降雨事件的響應。所研究的4次降雨統計事件特征詳見表2。

表2 不同降雨事件特征

2.2 土壤水分補給變化特征

圖2為4次降水事件中不同層次土壤入滲濕潤鋒隨時間的變化過程。判斷濕潤峰到達的時刻標準為下一時刻體積含水量比上一時刻高0.5 cm3/cm3以上。為比較4次降水事件中水分的變化過程，4次降水事件中測定土壤水分變化的時間設置是一致的。由于水分探頭每1 h采集1次數據，因此無法準確確定各層次土壤水分瞬時增加的時間，僅能確定土壤水分變化的大致時間(誤差小于1 h)。

圖2 不同降水事件中土壤濕潤鋒運移過程

由圖2可以看出，當在7月10日降雨累計量達到8.56 mm時，降雨時長5 h時，平均雨強為2.1 mm/h時，10 cm層土壤含水量從2.3 cm3/cm3增加到3.2 cm3/cm3，隨著降雨的增加，土壤含水量逐漸增大，當瞬時雨強大于5.0 mm/h時，土壤水分含量出現短暫的增加，隨著降雨強度的減小，水分含量逐漸降低，降雨過程中濕潤鋒沒有運移到30 cm以下土層；8月10日降雨量達到為19.8 mm，降雨時長1 h時，雨強為19.8 mm/h時，10 cm和30 cm土層水分從3.8，4.5 cm3/cm3迅速增加到9.1，7.5 cm3/cm3，在飽和入滲大于降雨強度時，10 cm層水分含量逐漸下降到4.7 cm3/cm3時保持不變。30 cm土層水分含量隨著降雨進行持續增大，降雨結束后水分含量為13.3 cm3/cm3，該土層水分含量也受降雨強度的影響，降雨強度越大增量越大，但滯后降雨強度1 h左右。50 cm土層水分含量在降雨第6小時，降雨量為25.76 mm時土壤水分含量開始緩慢增加，結束時水分含量從2.2 cm3/cm3增加到2.7 cm3/cm3。濕潤鋒沒有運移到70 cm以下土層；8月29日降雨累計27.4 mm時，降雨時長2 h，平均降雨強度13.7 mm/h時，10 cm土層水分含量到達了第一個濕潤鋒，水分含量從2.7 cm3/cm3增加到3.3 cm3/cm3，因為10 cm土層水分初始含量較低，因此降雨量累計31.19 mm時，濕潤鋒運移到30 cm土層，水分含量從4.2 cm3/cm3增加到5 cm3/cm3，當降雨累計44 mm，降雨強度11 mm/h時，30 cm土層水分增量達4.8 cm3/cm3。隨著降雨進行10 cm和30 cm土層水分含量隨著降雨量增加持續大。降水結束時，濕潤鋒未運移到50 cm以下土層；在9月27日降雨開始后10 cm土層水分含量逐漸增加，3 h時濕潤鋒運移到10 cm土層，水分含量從4.6 cm3/cm3增加到6.5 cm3/cm3，之后隨著降雨增加，降10 cm土層水分含量呈減小趨勢，這與該時間段內降雨強度小于入滲強度有關。30 cm土層水分在降雨結束時有少量增加。降雨強度和初始含水量共同對10 cm土層水分含量變化影響較大，30 cm土層次之，在降雨強度為19.8 mm/h和20.2 mm/h時，10 cm土層水分含量呈跳躍式增加，土壤水分含量分別從3.8，2.7%增加到9.1，6.3 cm3/cm3，增長率分別為139.5，133.3 cm3/cm3。隨著深度的增加土壤水分含量變化主要是降雨量起主要作用。

由表3可以看出，不同降雨格局過程中土壤體積含水量變異程度不同。除了8.83 mm的降雨格局下10 cm深度土壤水分變化為弱變化層外，其他降雨過程中10 cm深度土壤水分為變化劇烈層，對降雨響應敏感。除了44.6 mm降雨過程中30 cm深度土壤水分變異性大于10 cm深度土壤水分，其他降雨過程中隨著土層深度的增加，變異系數逐漸減小。在小于18.39 mm的降雨事件下30 cm深度土壤水分變化為穩定層。小于63.6 mm的降雨下50 cm深度土壤水分變化為穩定層。

2.3 降水結束后再分配特征

當降雨結束后，水分在土壤中繼續進行運動，進行著復雜的降水再分配過程。土壤水分含量受到蒸散發的影響逐漸減小，同時土層間水勢差異水分繼續向深層次運移[20]。由表4可以看出,降雨量為18.4和8.8 mm的雨后再分配入滲深度分別達到10和50和18 mm降雨后土壤水分再分配后沒有入滲到更深層次的土壤是由于土壤初始含水量太低，降雨主要對10 cm深度土層進行了有效補給，已有研究得出，楊柴的根系主要分布在40 cm以上[21]，因此當降雨量在8～20 mm，降雨強度大于1.3 mm/h時，降雨再分配入滲的深度可以被楊柴群落利用，屬于有效降雨。降雨量為63.6和44.6 mm的雨后再分配入滲深度都至少達到110 cm深度，說明大于40 mm的降雨在水分再分配后可以對地下水有一定的補給作用。降雨量影響降雨再分配的時間，降雨量越大降雨再分配過程中到達相同土層所需時間越短，降雨再分配過程結束時所需時間越長(圖3)。

表4 降雨入滲特征

圖3 降雨結束后土壤濕潤鋒運移過程

從圖3可以看出，不同降雨后各層次土壤水分含量的變化過程，當降雨結束后，10 cm土層水分含量下降趨勢明顯，主要是用于土壤的蒸發。在溫度較高，輻射較強的白天，降低的幅度大于夜晚，出現明顯的日變化。隨著降雨量增加，30，50和70 cm土層水分增量變大，峰值也逐漸變大，隨后水分含量逐漸降低，最后減小趨勢變得平緩，說明30—70 cm土層水分含量受外界溫度的影響較小。90 cm深度土壤水分含量受到側滲的影響水分含量增加劇烈，降雨量越大增量越大，達到最大值后水分含量逐漸下降。110 cm土層水分含量逐漸增加，達到最大值后變化較小，該土層水分含量的增加與降雨量相關，降雨量越大增量越大，該層以下的水分主要是植物根系的提升，不會受到蒸發的損失。

3 討 論

降水是毛烏素沙地土壤水分補給的唯一來源[22]。不同降雨量、降雨強度以及土壤初始水分含量對土壤水分入滲、入滲后水分再分配過程以及水分運移規律具有顯著的影響[23-30]。在本研究中，根據土層水分含量變化來判斷降雨入滲深度進程的變化。楊柴群落0—110 cm深度土壤水分受降雨影響變化具有明顯的垂直特征，因為沙地不同的植被土壤表層水含量隨著時間和空間的變化具有差異性，數值呈正態分布[31]。在降雨后水分入滲的過程中，主要受重力等動力影響，由淺層次到深層次土壤的含水量以及土壤吸水能力變化差值是呈減小趨勢[24,32-33]。10 cm土層水分含量在整個監測期內波動最為頻繁，受降水影響劇烈，同時也是受蒸發影響最明顯的一層，每次波動達到峰值時的時間都與降雨時間相對應。這與對沙區水分變化研究中界定0—20 cm處是土壤水分變化最活躍的土層，被稱為干沙層相對應。30—50 cm土層水分含量變化活躍度小于10 cm土層，隨著降雨量的增加，土壤水分含量呈現出先增大再減小，并向深層下滲，70 cm土層水分含量變化趨于一個平穩入滲的過程，90 cm土層水分含量在大于44.6 mm降雨事件下水分含量呈跳躍式增大，增量達到了10 cm3/cm3以上，這是由于在較大降雨情況下該土層更容易受到了徑向流的補給。降雨再分配結束后110 cm土層土壤水分含量較低，盡管在單次降雨較大和持續降雨補給的情況下，土層水分含量總保持在一個較低的數值，這與有關研究結果一致[34]，因為雨后被植被覆蓋的沙丘土壤含水量隨著深度增加變化逐漸平緩，因為隨著植被固沙后年限的增加，土壤淺層對降雨截留量加大，降水對地下水的補給作用并不大[35]。

降雨前，不同土層的土壤水分初始含量影響水分入滲時間與深度，在18.38 mm降水前有一段較長時間的無效降雨，缺乏水分的補給，土壤初始含水量較低，導致水分入滲相同深度所花時間較長并且入滲的深度小于8.83 mm降雨，但不同層次的增量大于8.8 mm降水后的土壤增量。因為土壤含水量在達到飽和狀態時水分才開始向下入滲，只有降雨強度較大的降雨才能產生飽和入滲，所以降雨強度小于飽和入滲率時，降雨水分入滲過程屬于非飽和入滲，降水先補給更淺層土壤水分，在逐漸向下入滲，下層的入滲就屬于非飽和排水入滲，因此初始含水量使水分入滲深度受限。王博等的研究中比較了土壤初始含水量與降雨入滲的關系，發現初始含水量較低時濕潤鋒出現的時間和所需要的降雨量比初始含水量高時大[36]，因為上層的土壤濕潤度越高，水分入滲的鋒面與下層土層平均勢的差值越大，從而產生大量的入滲量，使水分入滲能力加大[37]。

降雨強度同樣影響著水分的入滲深度，18.39 mm降雨過程中，10 cm土層水分含量在累計降雨量12.5 mm時水分含量就達到了最大值4.5 cm3/cm3，雖然降雨持續進行但水分含量沒有增加反而呈減小趨勢。這是因為降雨強度小的時候，隨著降水持續進行，土壤水分含量漸漸趨近飽和，當土壤含水量達到飽和后土壤水勢梯度降低，可接納水分的孔隙度減少，所以水分變化率降低。63 mm降雨過程中出現了19.8 mm/h的高強度降雨，10和30 mm土層水分含量在該強度降雨的作用下延后1～2 h出現跳躍式增加，隨后降雨強度減小該土層水分含量逐漸降低，這是由于降雨強度較大并且高于飽和入滲率時，能瞬時達到飽和含水量，并且達到一個最大值，但在持續降雨中降雨強度減小并低于飽和入滲率時，含水量開始減小到飽和含水量大小。有研究[38]也表明，小于20 cm的土層含水量對降雨脈動響應強烈，雨強越大，降水可以在短時間內使土壤水分達到飽和狀態，更有利于水分向深層次運移。

其他研究者發現降雨量、降雨次數、降雨強度影響土壤水分時間和空間的變化[39-40]。不同降雨事件下土壤水分含量變化存在明顯的差異。降雨量的大小是直接影響水分的入滲深度的主要因素，隨著降雨量持續增加，水分向深層下滲44.6，63.6 mm的降雨量結束后，土層初始含量對土層水分的增量以及入滲速率影響較小，主要還是由獨立降雨量的大小決定，降雨量越大，對土層水分的補給越大，入滲的速度越快。在63.6，44.6 mm降雨事件中，降雨入滲相同土層深度所經歷的時間不同。入滲相同深度63.6 mm降雨情況下所用的時間最短。說明獨立降雨事件水分含量越大，入滲的速率快，水分補給的量越大。

4 結 論

(1) 大于8.8 mm的降雨事件水分可以到達楊柴根系主要分布的土層，屬于有效降雨。44.60 mm以上降雨水分至少可以入滲到110 cm土層，可以對地下水進行有效補給。

(2) 土壤水分初始含水量影響降雨水分入滲的深度，土壤初始含水量高的降雨結束后，水分更容易向深層次入滲。

(3) 降雨強度決定了不同土層水分含量變化的時間及增量，降雨強度越大，水分入滲到相同土層所花的時間更短，不同土層水分含量變化的幅度越大，更有利于水分向深層土入滲。當降雨強度>7 mm/h時，10和30 cm土層水分變化滯后于該降雨強度1～3 h，出現明顯的跳躍式增加。70 cm及以下土層對降雨強度的響應逐漸減小。

(4) 降雨對土壤水分的補給量主要由單次降雨量決定，單次降雨量越大水分入滲的深度越深，對土壤水分補給的量越大。