亞熱帶草地水熱動(dòng)態(tài)變化及地表能量分配

王 恒,張清濤*,王志強(qiáng),吳昕宇

(1.中山大學(xué)土木工程學(xué)院,廣東 珠海 519082;2.中山大學(xué)華南地區(qū)水循環(huán)與水安全廣東省普通高校重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州 510275;3.廣東省海洋土木工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 珠海 519082;4.南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室,廣東 珠海 519082)

在土壤水分的調(diào)節(jié)下,降雨進(jìn)入滲流、地表徑流以及地表蓄水中,影響水文過(guò)程[1-2]。土壤水分作用于土壤物質(zhì)的運(yùn)輸與交換,影響土壤肥力,對(duì)于植物生長(zhǎng)的生態(tài)模式有著不可缺少的作用[3-4]。在土壤-植被-大氣連續(xù)體中,土壤水分作為承載物質(zhì)與能量的載體,不僅影響農(nóng)業(yè)生產(chǎn),還影響土壤系統(tǒng)養(yǎng)分循環(huán)與傳遞,從而影響區(qū)域植物分布與生態(tài)系統(tǒng)[5-7]。土壤含水量的變化通過(guò)影響植被蒸騰與土壤蒸發(fā),調(diào)節(jié)近地表大氣感熱通量與潛熱通量的分配,從而大大影響氣候[8]。

土壤溫度影響碳、氮等物質(zhì)的生物化學(xué)循環(huán),從而控制植物的生長(zhǎng)發(fā)育以及作物產(chǎn)量等[9]。土壤溫度能夠改變根系細(xì)胞代謝,影響土壤蒸發(fā)以及水分滲流,從而改變土壤的持水、保水性能[10-11]。因此,土壤溫度與土壤水分是影響土壤-植被-大氣連續(xù)體中的重要一環(huán),是研究生態(tài)水文過(guò)程的重要組成部分[12-13]。

土壤水熱會(huì)影響地表的生態(tài)群落,從而改變植被的生長(zhǎng)速率[14]。關(guān)于土壤水熱運(yùn)移及變化的研究已有很多,李彤等[15]研究了放牧對(duì)草原土壤水熱狀況的影響,結(jié)果表明,隨著放牧強(qiáng)度的增強(qiáng),草地土壤溫度逐漸上升。羅江鑫等[16]研究了青藏高原積雪變化對(duì)土壤水熱傳輸?shù)挠绊?結(jié)果表明積雪可以有效減少土壤熱量流失,保持土壤溫度。李雪琴等[17]研究了藏東南地區(qū)草地土壤的濕度分布特征,結(jié)果表明,土壤濕度主要受降水量的影響。黨毅等[18]發(fā)現(xiàn)壩上高原地區(qū)樹喬木林土壤水分含量均值顯著高于草地,大雨作用下草地響應(yīng)土層為0～60 cm。劉宇杰等[19]對(duì)比了不同雨量的降雨事件中,結(jié)果表明梯田橘園各土層含水量總體增長(zhǎng)幅度大于坡地橘園,不同地形土壤水分對(duì)降雨的響應(yīng)不同,持水能力也有差異。目前土壤水熱變化的研究集中在不同的土地利用類型[6-7]、不同的氣候區(qū)[11,20]、不同的地理分區(qū)以及不同的灌溉方式等[21-22]。

草地在不同的氣候條件下有著不同的生長(zhǎng)方式,對(duì)土壤水熱有著不同的響應(yīng)。而關(guān)于亞熱帶沿海地區(qū)草地土壤水熱的研究相對(duì)不足。本研究通過(guò)對(duì)亞熱帶海邊校園草地土壤水熱進(jìn)行觀測(cè),旨在探究草地土壤水熱時(shí)空變化特征及其對(duì)降雨的響應(yīng);同時(shí)利用波文比能量平衡法分析草地地表能量分配,分析土壤水熱變化與地表能量的關(guān)系,為亞熱帶沿海草地水熱運(yùn)移研究提供支撐。由于季風(fēng)氣候的干濕季差異大,導(dǎo)致季節(jié)性局部干旱經(jīng)常發(fā)生,對(duì)于農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和生態(tài)系統(tǒng)有一定的危害。因此,研究本區(qū)的土壤-植物水熱運(yùn)移,對(duì)促進(jìn)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和保護(hù)生態(tài)系統(tǒng)有一定積極意義。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)區(qū)位于廣東省珠海市香洲區(qū)中山大學(xué)珠海校區(qū)內(nèi)(22.35°N,113.58°E),地處北回歸線以南,全年氣溫較高,溫差小,冬夏兩季有明顯的季風(fēng)交替,屬于南亞熱帶季風(fēng)海洋性氣候。珠海市多雷雨天氣,2021年降雨量2 392.6 mm,年平均氣溫24℃,全年日照時(shí)間1 985.4 h[23];2022年降雨量2 472.1 mm,年平均氣溫23.2 ℃,全年日照時(shí)數(shù)1 816.8 h[24]。

試驗(yàn)區(qū)土壤土體主要為疏松砂狀風(fēng)化殘積物,以石英以及高嶺石為主。因?yàn)榻涤隂_刷以及地形等原因,少數(shù)地方表層沖刷嚴(yán)重,保水性差;而部分靠山洼地植被豐富,有充足的腐殖質(zhì)積累,十分有利于植物生長(zhǎng)[25]。本試驗(yàn)區(qū)草地生長(zhǎng)依靠降雨,無(wú)灌溉,地下水位約為地下1 m。

1.2 儀器布置

本研究在中山大學(xué)珠海校區(qū)內(nèi)選擇自然生長(zhǎng)的草地搭建儀器,主要觀測(cè)草地的土壤水熱變化以及地表能量平衡和蒸散過(guò)程,具體布置見圖1。觀測(cè)儀器主要包括2套土壤體積含水量、土壤水勢(shì)、溫度測(cè)量系統(tǒng),以及1套三溫模型蒸散測(cè)量系統(tǒng)。對(duì)2套土壤水分、土壤水勢(shì)、土壤溫度測(cè)量系統(tǒng)的數(shù)據(jù)取算術(shù)平均值。水文氣象參數(shù)由CAWS600波文比自動(dòng)氣象站收集(華云升達(dá),北京)。氣象站的搭建符合國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)氣象場(chǎng)。草地地下水位約為地下1 m,土壤水分探頭埋深為5 cm,土壤水勢(shì)以及土壤溫度探頭埋深均為5、10、20、40、70、100 cm。具體的觀測(cè)項(xiàng)目以及儀器布置見表1。

表1 觀測(cè)項(xiàng)目與具體儀器布置

圖1 草地儀器布置

1.3 研究方法

1.3.1土壤水熱運(yùn)移

土壤水分與熱量的運(yùn)動(dòng)方向用土壤水勢(shì)梯度以及溫度梯度表示,計(jì)算見式(1)、(2)[26]:

(1)

(2)

式中hg——土壤水勢(shì)梯度,kPa/m,hg﹥0時(shí),表示下層水勢(shì)大于上層水勢(shì),土壤水分由下往上移動(dòng),相反,hg﹤0時(shí),表示下層水勢(shì)小于上層水勢(shì),土壤水分由上往下移動(dòng);Tg——土壤溫度梯度,℃/m,Tg﹥0時(shí),表示下層溫度小于上層溫度,熱量由上往下移動(dòng),相反,則表示土壤熱量由下往上移動(dòng);hi+1、hi——在剖面深度為i+1、i層處的土壤水勢(shì),kPa;Δz——剖面內(nèi)i+1與i層的垂向距離,m;Ti+1、Ti——在剖面深度為i+1、i層的土壤溫度,℃。

當(dāng)土壤水勢(shì)梯度以及溫度梯度為零時(shí),稱該作用面為土壤水勢(shì)梯度或土壤溫度梯度的零通面。

1.3.2地表能量分配與蒸散發(fā)

Bowen在1926年提出基于下墊面水熱交換基礎(chǔ)的波文比(β)能量平衡法,一般假設(shè)潛熱通量與感熱通量之間存在相似性,根據(jù)湍流交換理論,通過(guò)不同高度的空氣溫度、相對(duì)濕度以及大氣壓等數(shù)據(jù)計(jì)算蒸散發(fā),可以充分反映地表的水熱特征[27-28]。結(jié)合波文比法以及地表能量平衡,可以得到亞熱帶草地干濕季地表能量分配以及蒸散發(fā)量。同時(shí)為了避免波文比測(cè)量系統(tǒng)的儀器誤差,剔除了其中-1.3<β<-0.7的值。

地表能量平衡[29]以及波文比的計(jì)算可用式(3)—(6)表示:

Rn=H+LET+G

(3)

(4)

(5)

γ′=0.665×10-3P

(6)

式中Rn——凈輻射,W/m2;H——感熱通量,W/m2;LET——潛熱通量,W/m2;G——土壤熱通量,W/m2;γ′——濕度計(jì)常數(shù),kPa/℃;ΔT——2個(gè)高度的溫度差(試驗(yàn)中測(cè)定高度為1.5、2.5 m),℃;Δe——2個(gè)高度的水汽壓差(測(cè)定高度同上),kPa;P——大氣壓,kPa;γ′——汽化潛熱,取2.45×106J/kg。

1.3.3溫度差法計(jì)算蒸散發(fā)

比較波文比法與溫度差法計(jì)算出的蒸散發(fā)量。溫度差法可見式(7)、(8)[30]:

(7)

(8)

式中Rn——凈輻射,W/m2;LET——潛熱通量,W/m2;G——土壤熱通量,W/m2;ρ——空氣密度,kg/m3;Cp——空氣定壓比熱,J/(kg·℃);Ta——空氣溫度,℃;Ts——植物冠層溫度,℃;ra——空氣動(dòng)力學(xué)阻抗,s/m;Zm——測(cè)風(fēng)高度,m;Zh——濕度測(cè)量高度,m;d——零平面位移高度,假設(shè)作物高度為h,d=2/3h,m;Zom——控制動(dòng)量傳遞的粗糙度長(zhǎng)度,Zom=0.123h,m;Zoh——控制熱量和蒸汽傳遞的粗糙度長(zhǎng)度,Zoh=0.1Zom,m;k——卡門常數(shù),取0.41;uz——高度為z處的風(fēng)速,m/s。

2 結(jié)果

2.1 土壤水分與降水日變化特征

根據(jù)廣東省實(shí)際情況,將3—5月定為春季,6—9月為夏季,10—11月為秋季,12月至次年2月為冬季。根據(jù)圖2可知,春夏季節(jié)降雨豐富,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。土壤含水量變化受到降雨的顯著影響,隨著降雨量的增多而明顯提高。12月20日,在前期長(zhǎng)期無(wú)雨的情況下,日降雨量為15.2 mm,土壤水分變化為0.12 m3/m3。與之相比,5月1日時(shí)日降水量為120.3 mm,土壤水分變化僅為0.11 m3/m3?？傮w看來(lái),在土壤更加濕潤(rùn)的時(shí)候,降雨引起的土壤水分變化幅度會(huì)更小,含水量小的干土更加有利于雨水滲入。

圖2 草地5 cm埋深日平均土壤水分與日降水量變化

降雨以及土壤水分最大值分別發(fā)生在5月11日(210.1 mm)、10月10日(0.44 m3/m3)。5月11日降雨達(dá)到最大后,5月12日土壤水分達(dá)到了短期內(nèi)的巔峰(0.39 m3/m3),而10月8日降雨達(dá)到短期內(nèi)巔峰(166.9 mm)后,10月10日土壤水分才處于峰值,土壤水分對(duì)降雨的響應(yīng)存在延緩。

2.2 土壤水勢(shì)變化

2.2.1土壤水勢(shì)日變化

圖3展示了觀測(cè)期內(nèi)不同季節(jié)的土壤水勢(shì)(圖3a—3d)與土壤水勢(shì)梯度(圖3e—3h)日變化,可以明顯觀察到,季節(jié)對(duì)土壤水勢(shì)的影響不大,土壤水勢(shì)變化主要與降雨有關(guān)。降雨少的干季(11、12月)土壤水勢(shì)日波動(dòng)幅度大,在整體土壤水勢(shì)較低的情況下,不同土壤深度的土壤水勢(shì)有明顯差異。以11月為例,5、10 cm埋深處,土壤水勢(shì)日變化為先減小再增大最后再減小,在20、40 cm處,整體土壤水勢(shì)變化穩(wěn)定。在更深的70、100 cm處,土壤水勢(shì)整體變化與5、10 cm處相反,在上午(00:00—12:00)土壤水勢(shì)先達(dá)到峰值,最后減少回升。草地的主要根系處于10 cm左右的深度,淺層與深層土水勢(shì)相反的變化應(yīng)歸因于植被蒸騰耗水導(dǎo)致的淺層土壤水勢(shì)降低。降水多的濕季(2021年8—10月、2022年5—7月)土壤水勢(shì)日變化較為穩(wěn)定,在日尺度上沒(méi)有明顯的波動(dòng)。

a)春季土壤水勢(shì)

土壤水勢(shì)梯度能在一定程度上反映植被蒸騰耗水的過(guò)程,干季淺層(0～20 cm)土壤水勢(shì)梯度與土壤水勢(shì)變化相反,符合植被日蒸騰耗水的規(guī)律。清晨,5～20 cm土壤水勢(shì)梯度呈上升趨勢(shì),5 cm深度土壤水分因草地蒸騰耗水而減小。上午,草地蒸騰作用逐漸旺盛,深層供水到達(dá)表層,隨著土壤深層水分的補(bǔ)給速率逐漸大于草地耗水速率,5 cm土壤水勢(shì)增大,水勢(shì)梯度劇烈減小?？梢杂^察到正午過(guò)后草地蒸騰最為旺盛,隨著蒸騰作用的減弱,深層供水減少,深層供水速率小于草地耗水速率后表層土壤水勢(shì)逐漸降低。

從濕季的土壤水勢(shì)梯度看來(lái),表層(土壤深度20 cm以內(nèi))的土壤水勢(shì)梯度更大,土壤水分在土壤表層的運(yùn)移動(dòng)力也越強(qiáng)。

2.2.2土壤水勢(shì)垂向變化

圖4展示了各季節(jié)土壤水勢(shì)的垂向變化。通過(guò)月尺度上的土壤水勢(shì)(圖4a—4d)、水勢(shì)梯度(圖4e—4h)垂向變化對(duì)土壤水分運(yùn)移做更進(jìn)一步的分析。降水多的濕季(5、6、8、10月)由于雨水充足,所以整體土壤水勢(shì)較高,70 cm以下深度的土水勢(shì)趨近于0,土壤水勢(shì)梯度隨深度增加而減小,最后趨近于0。濕季土壤水勢(shì)梯度整體大于0,土壤水分由下往上運(yùn)移。5、8月在10～30 cm內(nèi)水勢(shì)梯度為負(fù)值,土壤水分向下運(yùn)移,30 cm以下深處土壤水勢(shì)向上運(yùn)移。

圖4 草地土壤水勢(shì)與土壤水勢(shì)梯度垂向變化

11月由于降雨少,表層土壤水勢(shì)很低,雖然整體上土壤水勢(shì)與深度呈現(xiàn)正相關(guān),但在20 cm以下隨深度增大趨勢(shì)明顯變緩,水勢(shì)梯度在10～20 cm內(nèi)達(dá)到峰值,土壤水分自下向上移動(dòng)。12月土水勢(shì)隨土壤深度的變化為先增大后減少,在深度40 cm后又逐漸增大。水勢(shì)梯度上,在20～30 cm中出現(xiàn)零通面,零通面以上水分向上運(yùn)移,以下水分向下運(yùn)移。1月土壤水勢(shì)大于12月,可能是12月底的降雨入滲延遲導(dǎo)致的。1月結(jié)束后,2月出現(xiàn)了較多降雨,因此整體土壤水勢(shì)相較于1月有明顯提升。2月份出現(xiàn)了土壤水勢(shì)隨深度先減小再增大的現(xiàn)象,土壤水勢(shì)的轉(zhuǎn)折點(diǎn)出現(xiàn)在深度40 cm處,1、2月土壤水勢(shì)梯度在50 cm深處左右達(dá)到0。50 cm以下土壤水分向上運(yùn)動(dòng),50 cm以上土壤水分向下運(yùn)動(dòng)。由于4月前的3月底存在一波集中降雨,雖然該月份整體降雨少,但土壤水勢(shì)水平相較于11月至次年1月更高。11、12、7月水勢(shì)梯度峰值出現(xiàn)在10～20 cm,其余月份土壤水勢(shì)梯度峰值出現(xiàn)在土壤表層,是由于干季降雨少,土壤表層干燥缺水,草地蒸騰過(guò)程中根系利用水分導(dǎo)致耗水位置下移到草地根系附近。7月總體降雨雖多,但降雨時(shí)間較為集中,導(dǎo)致土壤水勢(shì)梯度的變化與降雨少的干季較為類似。

2.2.3土壤水勢(shì)對(duì)降雨的響應(yīng)

選取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日作為典型的干、濕季節(jié)進(jìn)行土壤水勢(shì)對(duì)降雨的響應(yīng)分析,見圖5。在干季,11月22日的小降雨對(duì)草地土壤水勢(shì)的影響不大,可以認(rèn)為草地對(duì)小降雨并不敏感,但短期水勢(shì)梯度在表層發(fā)生了一定變化,水分入滲到10～20 cm深度后被植物根系吸收用于葉片蒸騰。12月底一場(chǎng)日降雨量為15.2 mm的降雨劇烈改變了土壤水勢(shì)的變化,但也僅限于40 cm深度以上,深層土水勢(shì)的變化更加平緩,說(shuō)明土壤水分的入滲有一定延緩并且入滲的過(guò)程會(huì)大大減少水勢(shì)的劇變。土壤水勢(shì)梯度在降雨后變?yōu)樨?fù)值,土壤水分由上往下移動(dòng),但可以發(fā)現(xiàn),這種變化都局限于土壤表層,深層土壤水勢(shì)梯度基本為0。

圖5 草地干濕季土壤水勢(shì)與土壤水勢(shì)梯度對(duì)降雨的響應(yīng)

干濕季對(duì)比可見,由于濕季降雨頻繁并且降雨量大,土壤基本保持在較濕潤(rùn)狀態(tài),土壤水勢(shì)也處于很高的水平,短期的無(wú)雨過(guò)后表層的土壤水勢(shì)會(huì)有一定的減少,但在下一次降雨后會(huì)立刻得到補(bǔ)充。濕季土壤水勢(shì)的劇變發(fā)生在6月底,2周的無(wú)雨條件導(dǎo)致土壤表層水勢(shì)降低,這種變化可能是由于氣溫的升高導(dǎo)致的土壤蒸發(fā)加劇以及作物快速生長(zhǎng)過(guò)程中根系對(duì)水分的利用消耗。干季表層土水勢(shì)變化劇烈,受降雨變化敏感,土壤水分變化也更加迅速。與干季相比,濕季土水勢(shì)的下降過(guò)程更加緩慢,這種影響可能是濕季土壤水勢(shì)梯度更小,水分運(yùn)移更慢所致。由于土壤水分水平一直很高,所以土壤水勢(shì)梯度變化不大,其變化僅僅表現(xiàn)在短期無(wú)雨后,表層有一定的水分運(yùn)移用以補(bǔ)充作物根系利用。

無(wú)論是干濕季,土壤深層(70～100 cm)的水勢(shì)梯度幾乎為0并保持不變,受降雨影響小,水分的運(yùn)移發(fā)生在土壤表層(0～40 cm)。由于濕季降雨多,各層土壤水勢(shì)一致保持很高的水準(zhǔn),因此降雨后土壤水分變化也會(huì)相對(duì)更慢。

2.3 土壤溫度變化

2.3.1土壤溫度日變化

圖6展示了土壤溫度(圖6a—6d)與土壤溫度梯度(圖6e—6h)各個(gè)季節(jié)的日變化情況。土壤溫度的日變化主要體現(xiàn)在20 cm深度以內(nèi),隨著土壤深度的繼續(xù)增加,土壤溫度在1 d內(nèi)則基本保持不變。表層土壤溫度的變化整體呈峰型,在下午達(dá)到最大值,并且峰值的出現(xiàn)存在明顯的延后現(xiàn)象,隨著土壤深度的增加,出現(xiàn)溫度峰值的時(shí)間愈加后延?？梢园l(fā)現(xiàn)土壤溫度的整體變化趨勢(shì)取決于氣溫的變化。在土壤溫度梯度方面,各個(gè)月份的變化趨勢(shì)一致,早晨以及傍晚表面溫度低,土壤熱量向上傳遞,白天表層溫度高,土壤熱量向深層傳遞,但這種熱量的遷移基本存在于土壤表層。值得注意的是,3月以后,土壤溫度整體上升,但表層的土壤溫度梯度卻在減小,主要是由于隨著草地的快速生長(zhǎng)發(fā)育,茂密的草地減少了表層土壤溫度梯度。

圖6 草地土壤溫度與土壤溫度梯度日變化

2.3.2土壤溫度垂向變化

圖7展示了各月份土壤溫度(圖7a—7d)、土壤溫度梯度(圖7e—7h)的垂向變化,在不同深度上,土壤溫度差異在±7℃之內(nèi)。秋冬季節(jié),隨著土壤深度的增加,土壤溫度逐漸升高;春夏季節(jié),隨著土壤深度的增加,土壤溫度逐漸減小。在溫度梯度上這種差異被明顯地劃分出來(lái),10月至次年2月整體溫度梯度都在0以下,土壤熱量由下往上傳導(dǎo);而在其余月份,溫度梯度幾乎都位于0以上,總體熱量由上向下傳導(dǎo)。只有8、9月的10～20 cm土壤溫度梯度小于0,說(shuō)明在土壤表層存在一個(gè)土壤溫度零通面,深層土壤溫度依然是由上向下移動(dòng)。

2.4 地表能量分配

2.4.1蒸散發(fā)季節(jié)變化

利用波文比法以及溫度差法獲得了觀測(cè)期內(nèi)的草地日蒸散量變化過(guò)程(圖8),根據(jù)內(nèi)附圖的相關(guān)性分析,2種方法所得蒸散量非常一致。3月以前蒸散呈遞增的趨勢(shì),隨著3月的到來(lái),蒸散量總體降低,4月有所回彈,往后又有降低的趨勢(shì),直到6月底才開始上升,但依然存在個(gè)別日期蒸散量低,主要是由于降雨導(dǎo)致的地表凈輻射減少,草地蒸騰受到抑制。蒸散發(fā)逐日累計(jì)曲線的斜率能夠反映蒸散大小,2月20日至3月16日以及4月9日左右的曲線斜率是最大的,說(shuō)明在這2個(gè)時(shí)間段草地蒸散速率最快。整個(gè)4月份蒸散總量119 mm,5月份蒸散總量86 mm,說(shuō)明濕季草地蒸騰明顯減弱。

2.4.2干濕季地表能量分配

選取4月(月降水量14.5 mm)以及5月(月降水量831 mm)作為干、濕季的典型代表月份進(jìn)行地表能量分配的研究,結(jié)果見圖9。各通量的日變化有峰值出現(xiàn),其中數(shù)值大、變化明顯的是凈輻射以及潛熱通量,感熱通量以及土壤熱通量雖然在白天有所增加,但數(shù)值和變化趨勢(shì)較小。對(duì)比干濕季,5月因?yàn)榻涤甑脑?總體凈輻射減小,導(dǎo)致潛熱通量、感熱通量以及土壤熱通量各部分減小,但是對(duì)0:00—6:00,7:00—17:00以及18:00—23:00劃分時(shí)段統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn),雖然5月份降雨多,能量通量減少,但是潛熱通量的占比反而很高,0:00—6:00、7:00—17:00的潛熱通量占比分別提升了3%、7%(表2)。

表2 各時(shí)間段能量通量占比

a)4月

3 討論

土壤溫度以及水分對(duì)于植被生長(zhǎng)發(fā)育有著重要影響,研究土壤水熱變化對(duì)于深入了解植物水分利用和生態(tài)水文過(guò)程很有幫助。本研究著重對(duì)比干濕季不同降雨背景下的土壤水熱動(dòng)態(tài)變化以及地表能量去向。土壤溫度主要受到季節(jié)氣溫的影響,降雨帶來(lái)的降溫微不足道。這與任濤[31]、Yan等[32]的結(jié)論是相似的,季節(jié)變化引起的大氣溫度變化是影響土壤溫度的主要原因,降雨影響的大氣溫度變化占比較小。

在干濕季不同降雨背景下,土壤水分、土壤水勢(shì)與水勢(shì)梯度存在明顯差異。吳遠(yuǎn)菲等[33]發(fā)現(xiàn)荒草地對(duì)降雨的響應(yīng)時(shí)間比灌木更慢,降雨量越大,土壤含水量對(duì)降雨的響應(yīng)越顯著。Li等[34]連續(xù)觀測(cè)內(nèi)蒙古不同地形位置的灌木與草地土壤含水量,發(fā)現(xiàn)在強(qiáng)降雨時(shí)期草地淺層土壤含水量對(duì)降雨的反應(yīng)比灌叢更快,深層土壤水分變化受到鈣層邊界影響,起到儲(chǔ)蓄水分的作用,土壤水分變化受降雨影響小。觀測(cè)結(jié)果表明:當(dāng)降雨量相同時(shí),干季引起的土壤水分變化會(huì)比濕季更大,原因是濕季土壤含水量水平更高,整體水勢(shì)梯度差異更小,水分的運(yùn)移更加緩慢。在土壤更加濕潤(rùn)的時(shí)候,降雨引起的土壤水分變化幅度更小,含水量小的干土則更加有利于雨水滲入。整個(gè)觀測(cè)期內(nèi),干濕季土壤水分的運(yùn)移主要集中在表層,是由于10 cm土壤深度植物根系吸水補(bǔ)充葉片蒸騰耗水。

降雨時(shí)云層密布,凈輻射減少,因此濕季地表能量通量的減少是必然的。干濕季各時(shí)間段能量通量分布的占比不同,濕季地表潛熱通量的占比相較干季反而有一定的提升,可能與濕季草地進(jìn)一步生長(zhǎng)并且高氣溫維持了一定的草地蒸散有關(guān)。地表草地的覆蓋在調(diào)節(jié)局部土壤濕度與溫度的同時(shí),也是影響能量平衡的重要媒介,植被冠層能有效攔截凈輻射,并調(diào)節(jié)潛熱通量、顯熱通量以及土壤熱通量的分配[35-37]。

4 結(jié)論

本研究對(duì)亞熱帶校園自然生長(zhǎng)的草地進(jìn)行觀測(cè),從不同角度分析土壤水勢(shì)、土壤水勢(shì)梯度、土壤溫度以及土壤溫度梯度的變化,結(jié)合干濕季土壤水勢(shì)對(duì)降雨的響應(yīng),探究亞熱帶草地土壤水熱的變化過(guò)程。同時(shí)利用波文比能量平衡法分析干濕季草地地表能量分配,主要得到以下結(jié)論。

a)相同的降雨量在干季引起的土壤水分變化比濕季更大,研究期內(nèi)12月20日的日降雨量為15.2 mm,土壤水分變化為0.12 m3/m3;5月1日的日降水量為120.3 mm,土壤水分變化為0.11 m3/m3。干季11、12月土壤水勢(shì)日波動(dòng)幅度大,土壤水勢(shì)低,不同土壤深度的土壤水勢(shì)有明顯差異。而在濕季5—10月,土壤水勢(shì)大(-100 kPa～0),不同埋深的土壤水勢(shì)梯度小,水分的運(yùn)移相對(duì)更慢,對(duì)降雨更不敏感。

b)濕季5、8月的水勢(shì)梯度零通面出現(xiàn)在10～30 cm內(nèi),干季1、2月的水勢(shì)梯度零通面出現(xiàn)在50 cm左右。除此以外,土壤水勢(shì)梯度垂向變化上整體為正,土壤水分由下向上運(yùn)動(dòng)。

c)根據(jù)土壤水分對(duì)降雨的響應(yīng),干濕季節(jié)降雨后土壤水分運(yùn)移主要發(fā)生在0～40 cm土壤深度。

d)土壤溫度的變化受降雨影響小,受季節(jié)氣溫的影響大。秋冬季節(jié),隨著土壤深度的增加,土壤溫度逐漸升高;春夏季節(jié),隨著土壤深度的增加,土壤溫度逐漸減小。

e)與干季4月相比,濕季5月的草地蒸騰減少,白天潛熱通量占比卻提升了7%。