石明明 ，王晓敏 ，周秉荣 ，韩炳宏 ，史飞飞 ，陈奇

1.青海省防灾减灾重点实验室，青海 西宁 810001；2.青海省气象科学研究所，青海 西宁 810001；3.河南县气象局，青海 河南 811599；4.青海省海南州气象局，青海 共和 813099

土壤水分作为生物圈和土壤圈的重要连接纽带，既是土壤的主要特性之一，也是影响植物生长和发育的最重要的基本参量（Oki et al.，2006；Seneviratne et al.，2010），特别是根系层土壤水分直接影响着植物水分的收支（He et al.，2012）。其时间变化和空间分布调控着植被的格局、多样性和演替特征，对生态系统的结构和功能具有重要的影响（朱绪超等，2017）。

土壤水分的动态主要包括季节性、垂直剖面和空间变化。张学龙等（1998）就祁连山寺隆林区土壤水分季节变化划分为消耗期（5月初至6月中旬）、积累期（6月中旬至7月底）、消退期（8月初至9月底）和稳定期（10月初至4月）4个阶段。朱绪超等（2017）就高寒草甸表层土壤水分时间稳定性的研究表明，生长季土壤水分在空间上表现为弱变异性，在时间上表现为中等变异性，较干和较湿的地区土壤水分的时间稳定性相对较弱。这种土壤水分时空变异主要受植被、气候、地形及土壤质地等的影响，其中，气候特别是降雨对土壤水分时空格局的影响尤为明显（He et al.，2012；魏雅芬等，2008；林莎等，2019）。范科科等（2019）通过研究青藏高原地表土壤水分变化，发现降雨是影响大部分地区土壤水分时空变化的最主要因子。马扶林等（2020）发现青海北部草地土壤水分时间变异程度主要受土层深度、植被盖度和降水量的影响。李宏林等（2012）在高寒沼泽湿地的研究发现，湿地退化导致其群落组成发生明显改变，影响群落整体的水分利用效率，进而导致湿地土壤水分状况发生改变。可见，目前关于高寒地区土壤水分变化的研究主要集中在土壤水分时间和空间变异特征及植被和降水量对其的影响研究。降雨对土壤水分的影响主要表现为降雨格局的年际和季节变化，包括降雨量、降雨季节分布、降雨历时、降雨强度和降雨间隔等变化，其共同影响降雨入渗，进而影响降雨对不同土层土壤水分的补充（陈敏玲等，2016；王海梅等，2016；李新乐等，2019）。然而，有关青藏高原地区高寒草原土壤水分改变对降雨格局变化的响应研究仍缺少深入的分析。

高寒草原是青藏高原主要的草地类型，其根系层土壤水分主要由降雨补给（Wang et al.，2001；邢宇等，2009）。深入理解土壤水分动态和降雨的关系有助于更好地认识土壤水分的维持和预测未来降雨格局变化对高寒草原生态系统关键过程的潜在影响（Shi et al.，2007）。为此，本研究系统分析了高寒草原根系层土壤水分动态及其对降雨格局的响应特征，试图解决 2个问题：（1）高寒草原根系层土壤水分时间变化特征？（2）降雨对高寒草原根系层土壤水分的影响规律如何？以期为高寒草原土壤干旱预测和草地利用与管理提供理论依据。

本研究选择了青海省气象科学研究所海北高寒草原生态气象试验站为试验区（100°51′E，36°57′N），位于青海高原北部的海北州海晏县，海拔3140 m；具有明显的高原气候特征，属于高原亚干旱气候；年平均气温1.39 ℃；年降水量502.2 mm，降水主要发生在5—9月。试验样地面积26 hm²，地势平坦，植被均一；植被类型属于典型的高寒草原，植物群落中以禾本科的西北针茅（Stipa sareptana）为优势种，伴生种有矮嵩草（Kobresia humips）、草地早熟禾（Poapratensis）、溚草（Koeleria cristatata）、斜茎黄芪（Astragalusadsurgens）。植物根系主要分布在0—40 cm土层（He et al.，2012），土壤类型为山地灰褐色土，整个区域分布有季节性冻土。样地具体信息参见表1。

1.2.1 微气象观测系统

于2014年4月，选择能够代表整个试验区域的样地为试验样区，安装了一套自动气象观测系统，观测系统中不同观测设备各一套。进行长时间序列的集中观测，包括大气温度和离地面1 m处大气温湿度（HMP-45C，Vaisala），三维超声风速仪（CSAT3，Campbell）测定离地面1 m处风速，土壤水分测定探头（CS616，Campbell）测定不同深度（5、10、20、30、40 cm）的土壤含水量，以及称重式降水传感器（DSC1）测定降雨量，配备CR1000采集器每10 min记录一次数据并存储。其中，安装土壤水分测定探头时，在样区中挖一个足够宽的坑，每层一个探头，通过坑侧插入土壤中，与地面保持平行，然后，按出土相反的顺序将土填入坑中，使坑的表面和坑周围草地表面相似。在安装完设备2个月后开始观测，以便土壤恢复原状。本研究采用试验站 2015—2017年的降雨、土壤水分连续观测数据进行土壤水分变化及对降雨的响应分析。

1.2.2 降雨事件和土壤水分增量的确定

依据常用的分析方法（刘贤赵等，1999；高露等，2020），将间隔大于24 h的降雨作为2次独立的降雨事件，并根据研究区降水状况将降雨事件按降雨量分为 0.1—2、2—5、5—10、10—20 mm 及＞20 mm，共5个量级。根据2015—2017年生长季（5—10月）的降雨数据，共统计出81次降雨事件。降雨强度为一次降雨事件的量与持续时间的比值。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确定，同时，0—40 cm土壤剖面蓄水增量通过剖面平均土壤水分的最大增量和土层深度来确定。气温、风速和相对湿度为降雨期间的平均值。

1.2.3 统计分析

采用SPSS 16.0中的One-Way ANOVA检验分析生长季土壤水分年际间的差异性，显著性水平设置为P＜0.05；土壤水分增量和降雨事件大小、降雨强度、降雨前5 cm土层土壤水分、气温、风速、相对湿度之间的关系采用Pearson相关性分析。降雨事件大小和降雨强度对0—40 cm土壤剖面蓄水增量的影响采用曲性回归分析。运用OriginPro 9.1作图。

2015—2017年生长季降水量分别为 426.7、436.4、489.0 mm，平均降水量为 450.7 mm（CV=7.44%），占年总降水量的比例为89.75%；平均气温8.4 ℃；3年降雨事件共81次，大于10 mm的降雨较多，降雨频率达54.32%，对总降水量的贡献最大。随着降雨量级升高，降雨次数先减少后增加，降雨量和降雨强度逐渐增大（图1）。

表1 试验站基本信息Table 1 General information of testing site

图1 降雨和平均气温月均值变化与各量级降雨情况Fig.1 Monthly means of rainfall and average temperature and rainfall at various level

土壤水分年内变化具有单峰、双峰特征（图2）。单峰出现在2016年，2016年峰值主要出现在9月；2015年和2017年土壤水分出现双峰变化特征，第一个峰值2015年出现在5月，2017年出现在5—6月，第二个峰值2015年出现在7月，2017年出现在9—10月。降雨峰值通常可以引起土壤水分峰值的出现，但土壤水分峰值与降雨格局分布没有很好的对应。生长季平均土壤水分，从表层到深层变异性逐渐减小；5 cm和10 cm土层土壤水分2015年显著高于2016年和2017年（P＜0.05），2016年和2017年间无显著差异；20、30、40 cm土层土壤水分2015年显著高于2016年和2017年（P＜0.05），2017年显著高于2016年（P＜0.05）（图2）。

图2 2015—2017年生长季土壤水分和降雨的季节与年际变化Fig.2 Seasonal and inter-annual variations of soil moisture and rainfall during the growing season from 2015 to 2017

随着降雨事件大小的增大，土壤水分增量逐渐升高（图3）。0.1—2 mm的降雨对土壤水分的补给十分微弱，只引起 5 cm土层土壤水分平均增加0.003 cm3·cm-3；2—5 mm的降雨可以引起5 cm和10 cm土层土壤水分分别平均增加 0.009、0.003 cm3·cm-3，10 cm以下土层土壤水分未改变；5—10 mm的降雨可引起5、10、20、30、40 cm土层土壤水分分别平均增加 0.038、0.012、0.004、0.003、0.002 cm3·cm-3；10—20 mm的降雨对土壤水分的补给明显增强，5、10、20、30、40 cm土层土壤水分分别平均增加 0.062、0.036、0.019、0.019、0.009 cm3·cm-3；＞20 mm 的降雨对 5、10、20、30、40 cm土层土壤水分分别平均增加0.143、0.099、0.063、0.051、0.022 cm3·cm-3。

图3 不同降雨量级下土壤水分增量变化Fig.3 Increase of soil moisture content at various rainfall levels

5个土层土壤水分增量和降雨事件大小均呈显著正相关（P＜0.01）；0—30 cm土层土壤水分增量和降雨强度均呈显著正相关（P＜0.01），在40 cm土层未发现显著正相关性（表2）。分析了降雨前表层（5 cm）土壤水分、气温、风速和相对湿度对土壤水分增量的影响（表3），发现气温对土壤水分增量的影响较明显，气温高导致蒸散发量大，随着气温升高，单位降雨引起的土壤水分增量呈减少趋势。土壤水分增量与风速和相对湿度未表现出明显的相关规律性。

表2 土壤水分增量和降雨事件大小、降雨强度之间的相关性Table 2 The correlation between the soil moisture increase and rainfall event size, rainfall intensity

回归分析显示（图4），0—40 cm土壤剖面蓄水增量与降雨事件大小和降雨强度均呈显著的二次函数关系（P＜0.001），即随着降雨事件大小和降雨强度的增加，0—40 cm土壤剖面蓄水增量呈先较快增加后逐渐趋于平稳的趋势。降雨事件大小能够解释 0—40 cm土壤剖面蓄水增量的81.2%，降雨强度能够解释0—40 cm土壤剖面蓄水增量的53.0%。0—40 cm土壤剖面蓄水开始增加的降雨事件大小和降雨强度阈值分别为 3.03 mm 和 1.32 mm·d-1。

表3 单位降雨引起的土壤水分增量（土壤水分增量/降雨事件大小）和降雨前表层（5 cm）土壤水分、气温、风速、相对湿度之间的相关性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

图4 0—40 cm土壤剖面储水增量和降雨事件大小、降雨强度的关系Fig.4 Relationships of increase in soil water storage in 0-40 cm soil profiles with rainfall event size, rainfall intensity

生长季土壤水分不仅受生长季降雨的影响，还受非生长季降雪的影响（陈敏玲等，2016）。本研究结果表明：生长季降雨格局变化基本呈单峰型，峰值出现在 6—9月；而土壤水分动态变化存在单峰型和双峰型2种模式，土壤水分动态和降雨格局没有表现出很好的一致性，这与荒漠地区土壤水分变化通常和降雨格局保持一致不同（常昌明等，2016）。在土壤水分出现双峰型年份（2015年和2017年），第一个峰值均出现在生长季前期，生长季前期土壤水分较高可能是冬春季降雪对土壤起到增墒保湿作用，生长季前土壤解冻导致土壤水分增加（侯琼等，2005），雨季来临后，土壤水分得到较强补充形成第二个峰值（2015年）。但双峰型年份第二个峰值（2017年）或单峰型年份的峰值（2016年）出现在生长季后期，这可能是因为降雨峰值偏后，且生长季后期蒸散发较小导致的。而荒漠地区冬季降雪少，降雪很难对土壤起到增墒作用，且生长季后期蒸发较大，少量降雨不能对土壤水分起到补充，使得生长季土壤水分动态和降雨格局具有较好的一致性（常昌明等，2016）。不同土层土壤水分对降雨的响应是一个复杂的过程，其受降雨事件大小、降雨强度、降雨间隔长短、植被类型和土壤质地的影响（Heisler-white et al.，2008）。土壤水分在年际间表现出显著差异，0—10 cm土层土壤水分2015年显著高于2016年和2017年，2016年和2017年间无显著差异；10—40 cm土层土壤水分3年间均存在显著差异。这些结果表明，植物生长季下层土壤水分年际间的差异比上层（0—10 cm）对降雨格局变化的响应更显著。

降雨格局及雨水在土壤中的再分配都直接影响土壤水分。降雨时，水分既要克服蒸发消耗又要克服表土层的吸附截留，才能下渗到下层土壤，从而有效地补充下层土壤水分。受降雨量大小、降雨强度的影响，降雨对土壤水分的补充作用效果不同。本研究发现，0.1—2 mm和2—5 mm等级的降雨只能微弱增加表层（0—10 cm）土壤水分，不能渗透到更深层。相比之下，在沙地和荒漠地区5 mm的降雨就能有效补充30 cm以下土层土壤水分（魏雅芬等，2008；常昌明等，2016），这主要是因为相比于草原，沙地和荒漠植被覆盖度低，对降雨的截留较少，且土壤颗粒大，雨水下渗过程中根系吸收水分较少，水分的渗透率相对较高（郭柯等，2000）。5—10 mm等级的降雨可明显增加5 cm和10 cm土层土壤水分，平均增量分别为0.038、0.012 cm3·cm-3，10—20 mm等级降雨可明显增加 0—30 cm土层土壤水分，增幅范围为 0.062—0.019 cm3·cm-3，40 cm土层只有降雨量大于20 mm时，土壤水分才明显增加。

降雨及水分下渗过程中，始终有蒸散作用伴随发生。土壤水分对降雨的响应不仅受降雨事件大小和强度的显著影响（P＜0.01），同时，还受气温、风速、空气相对湿度的影响（魏雅芬等，2008）。降雨量和强度越大，雨水下渗越深。气温高引发较大的蒸散发，单位降雨引起的土壤水分增量越小，这也是生长季中期降雨量较大，而土壤水分没出现峰值的主要原因。降雨前较高的土壤水分有利于雨水下渗，这与其他地区研究的结论是一致的（陈敏玲等，2016；Wang et al.，2013）。在高寒草原根系层土壤剖面蓄水增加的降雨事件大小和降雨强度阈值分别为3.03 mm和1.32 mm·d-1。因此，有效降雨的界定不仅要考虑降雨大小，还要考虑降雨强度。

基于本研究结果可知，6—9月是高寒草原土壤水分补充和维持的重要时期，该时段降雨格局的改变将对高寒草原土壤水分的补充、降雨的有效性产生一定的影响。同时，不同土层土壤水分对降雨格局变化的响应差异，可能改变群落中深根系植物和浅根系植物的优势度，最终导致高寒草原生态系统结构和功能的改变（Seneviratne et al.，2010；Kurc et al.，2007）。因此，未来的研究应聚焦在降雨格局变化对植物群落结构的影响研究，以增加对降雨、土壤水分格局变化和植被动态关系的理解。

（1）生长季降雨格局和根系层土壤水分动态没有表现出很好的一致性，前者变化基本呈单峰型，而后者存在单峰型和双峰型两种模式，双峰型第一个峰值出现在生长季前期，生长季前期土壤水分对整个生长季土壤水分的维持具有重要作用。年际间降雨格局的差异对下层土壤水分变化的影响大于上层（0—10 cm）土壤。

（2）小于5 mm的降雨对高寒草原土壤水分的补给很弱，大于 5 mm的降雨可明显增加表层（0—10 cm）土壤水分，大于10 mm的降雨可明显增加20—30 cm土层土壤水分，只有降雨大于20 mm，40 cm土层土壤水分才明显增加。

（3）土壤水分增量不仅受降雨事件大小和强度的显著影响，同时受降雨前表层土壤水分和气温的明显影响。0—40 cm土壤剖面蓄水增加的降雨事件大小和降雨强度阈值分别为 3.03 mm和1.32 mm·d-1。

生态环境学报2020年9期