南方红壤丘陵区不同植被类型土壤不同土层水分对降水的响应

殷建华

(深圳市源远水利设计有限公司，深圳，518049)

南方红壤丘陵区不同植被类型土壤不同土层水分对降水的响应

殷建华

(深圳市源远水利设计有限公司，深圳，518049)

以江西省泰和县老虎山小流域为研究对象，使用ECH2O土壤含水率监测系统，对该区域百喜草(Paspalumnotatumn)地、马尾松(Pinusmassoniana)林地不同土层土壤含水率进行了定位监测，以裸地作为对照，分析红壤丘陵区百喜草地、马尾松林地各土层土壤水分对不同强度降水的响应。结果表明：(1)降雨后，不同土层深度土壤含水率的变化趋势相同且同一植被各土层土壤含水率从大到小依次为：5、15、30、60 cm土层。(2)同一土层，百喜草土壤含水率增长最快，其次为马尾松，最后为裸地。其中小雨时，，其他土层土壤含水率均有增加(百喜草增加2.42%～3.81%，马尾松增加1.94%～3.10%，裸地增加1.30%～2.34%)，60 cm土层无响应；中雨时，百喜草土壤含水率增加1.73%～3.89%，马尾松增加1.56%～3.45%，裸地增加1.41%～2.98%；大雨时，百喜草土壤含水率增加2.94%～8.81%，马尾松土壤含水率增加2.51%～8.10%，裸地土壤含水率增加2.44%～7.67%。(3)土壤含水率主要受降水影响，降雨强度越大，土壤含水率增长速率越快。降雨强度为4.43 mm/h时，5 cm土层土壤含水率增长速率为(0.42%～0.57%)/h，15 cm土层土壤含水率增长速率为(1.91%～2.16%)/h，30 cm土层土壤含水率增长速率为(1.74%～1.98%)/h，60 cm土层无响应；降雨强度为12.74 mm/h时，5 cm土层土壤含水率增长速率(4.41%～4.89%)/h ，15 cm土层土壤含水率增长速率为(4.98%～5.41%)/h ，30 cm土层土壤含水率增长速率为(2.33%～3.06%)/h，60 cm土层土壤含水率增长速率为(0.34%～0.52%)/h；降雨强度为22.49 mm/h时，5 cm土层土壤含水率增长速率为(5.38%～5.83%)/h，15 cm土层土壤含水率增长速率为(5.60%～6.02%)/h ，30 cm土层土壤含水率增长速率为(3.26%～3.61%)/h ，60 cm土层土壤含水率增长速率为(1.05%～1.27%)/h。(4)在同一降水类型条件下，百喜草地土壤退水时间最长，其次为马尾松林地，最后为裸地。

红壤丘陵区；土壤含水率；百喜草；马尾松；土地利用类型

土壤水分是陆地水循环过程的关键环节，作为联系降水、地表水与地下水的纽带，通过植被蒸腾与光合作用，影响水、能量以及地球生物化学循环[1]。地表土壤的水分变化动态过程以及变化机制一直是陆面过程中的重要研究内容[2-3]，其分布主要受降水因子的影响[4-5]。如R·Koster et al.[6]通过12种地表-大气耦合模型对全球进行模拟，认为土壤水分对降水存在显著的反馈作用，是季节性降水预报的重要指标；E·Daly et al.[7]及Zuo Z et al.[8]也在长期的研究中发现土壤水分与降水在大尺度上存在很强的耦合关系。

我国南方红壤丘陵区总土地面积为118×104km2，约占全国土地面积的12.3%，由于其土壤的可蚀性(K值)较高，使南方红壤丘陵区成为我国水土流失范围最广，严重程度仅次于黄土高原的地区[9-12]。而马尾松(Pinusmassoniana)是我国分布最广、数量最多的一种松树，对土壤要求不严，能耐干旱瘠薄的土壤，是荒山造林首选的先锋树种；百喜草(Paspalumnotatumn)是世界著名的“多用型”水土保持植物，植株匍伏，草皮结实，适应性广，抗逆性强，持久性好，能有效改善水土流失及改良土壤肥力[13-16]。

近年来，关于南方红壤丘陵区土壤水分动态变化规律已有较多研究。黄志刚等[17-18]利用时域反射仪(TDR)定位监测方法，分别对南方红壤丘陵区油桐人工林及杜仲林土壤水分动态规律进行研究，得出土壤蓄水量与大气相对湿度、大气温度、饱和水汽压差、降水量等气象因子显著相关；王贝贝等[19]在典型油茶林地连续定位抽样监测7—9月份油茶林地需水关键期的土壤含水量，分析了油茶林地土壤水分动态变化特征及其水分有效性，得出油茶树吸水根系分布密集的土层为30～100 cm，这个范围内土壤平均含水量相对高；魏树强[20]通过对柑橘园土壤含水率进行长期监测，得出60 cm深处是果园上下层土壤水分最活跃的交界面，地面管理对土壤水分的影响深度应该控制在60 cm范围内；王晓燕等[21]通过对南方红壤坡地土壤水分长期观测数据分析，得出深根系区土壤水分变幅均比浅根系区大。总之，目前南方红壤丘陵区关于土壤水分动态变化规律的研究大多表现为关于土壤含水量季节、年度变化以及单个植被覆盖下土壤含水率动态变化特征研究较多，关于单次降水土壤含水率的变化特征以及不同地表类型土壤含水率变化特征研究较少[21-23]。

通过对南方红壤丘陵区百喜草地及马尾松林地不同降雨类型下土壤含水率变化规律进行分析，旨在为我国红壤坡地的降水资源优化配置提供理论指导。

1 研究区概况

以江西省泰和县老虎山小流域为研究对象，该地区多年平均降水量1 410 mm，降水年内分配不均，4—6月份降水量为年降水量的48.5%，10月份至次年2月份降水量为全年的降水量的20.6%左右。年平均气温为17 ℃，平均空气相对湿度为80%，平均风速2.6 m/s，为典型的亚热带湿润季风气候，土壤类型为第四纪红土发育的红壤，黏粒比例大于40%，地带性植被为中亚热带常阔叶林。土壤含水率测量试验地点选择的百喜草地、马尾松林地与裸地。样地基本情况见表1。

表1 样地基本情况

2 研究方法

裸地、百喜草地、马尾松林地内各设置两个试验点，选择土壤条件一致且位于同一水平面上的试验点，并于试验点地表覆盖2 cm厚度凋落物，在试验点安装ECH2O土壤含水率监测系统，保证探头附近10 cm内无直径0.5 cm以上树根分布，监测各样地内不同土壤深度(5、15、30、60 cm)的土壤含水率，以30 min记录1次数据的频率采集土壤含水率，并在样地内安装ZY-2033翻斗式雨量计及雨量传感器(产自中国)测定降雨量。根据我国气象部门划分降雨类型，24 h降雨量小于10 mm为小雨，24 h降雨量≥10～25 mm为中雨，24 h降雨量≥25～50 mm为大雨，以2016年3月12日(小雨)、2016年3月23日(中雨)及2016年4月7日(大雨)降水为例，对百喜草地、马尾松林地及裸地4个土壤层次土壤含水率在不同降水类型下变化规律进行分析。

3 结果与分析

3.1 不同植被类型下土壤含水率对小雨的响应

由图1可知，本次降水历时2 h，平均降雨强度为4.43 mm/h。

降雨前，同一植被覆盖下各土层初始含水率由大到小顺序为：15、5、30、60 cm，同一土层不同植被类型的初始土壤含水率由大到小的顺序为：百喜草、马尾松、裸地。

降雨时，除60 cm土层土壤含水率无响应外，其他土层土壤含水率受降雨的影响均呈明显上升趋势，其中15 cm土层土壤含水率增长速率最快((1.91%～2.16%)/h)，其次为30 cm土层((1.74%～1.98%)/h)，最后为5 cm土层((0.42%～0.57%)/h)；同一土层不同植被类型的土壤含水率由大到小的顺序为：百喜草、马尾松、裸地。

降雨结束后，5 cm土层土壤含水率仍持续增加，15 cm土层及30 cm土层土壤含水率则开始下降，最终各土层土壤含水率趋于稳定，百喜草各层土壤含水量于降雨后5 h逐渐趋于平稳，马尾松约4 h后，裸地约3.5 h后；土壤含水率趋于平缓后，除60 cm土层外，各植被其他土层土壤含水率较降雨前均有增加，其中百喜草土壤含水率增加2.42%～3.81%，马尾松增加1.94%～3.10%，裸地增加1.30%～2.34%。表明同一土层，百喜草土壤含水率增量最大，其次为马尾松，最次为裸地；同一植被覆盖下，各土层土壤含水率增量由大到小的排序为：5、15、30、60 cm。

降雨量；—■—5 cm；—□—15 cm；—●—30 cm；—○—60 cm。

3.2 不同植被类型下土壤含水率对中雨的响应

由图2可知，第一次降雨历时1 h，降雨强度为12.74 mm/h。

降雨前，同一植被覆盖下各土层初始含水率由大到小顺序为：15、5、30、60 cm，同一土层不同植被类型的初始土壤含水率由大到小的顺序为：百喜草、马尾松、裸地。

降雨时，5、15、30、60 cm土层土壤含水率均对此次降雨有响应，且5、15、30 cm土层土壤含水率呈急速增长趋势，其中15 cm土层土壤含水率增长速率最快((4.98%～5.41%)/h)，其次为5 cm土层((4.41%～4.89%)/h)、30 cm土层((2.33%～3.06%)/h)，最后为60 cm土层((0.34%～0.52%)/h)；同一土层不同植被类型的土壤含水率增长速率由大到小的顺序为：百喜草、马尾松、裸地。

第一场降雨结束后，5 cm及15 cm土层土壤含水率急速下降，百喜草5 cm及15 cm土层土壤含水量在降雨后5.5 h逐渐趋于平稳，马尾松约4.5 h，裸地约4 h；30 cm土层土壤含水率接近稳定状态；60 cm土层土壤含水率在降雨结束后仍呈缓慢上升趋势。土壤含水率趋于平缓后，各植被土壤含水率较降雨前均有增加，百喜草土壤含水率增加1.73%～3.89%，马尾松增加1.56%～3.45%，裸地增加1.41%～2.98%。同一土层深度，百喜草土壤含水率增量最大，其次为马尾松，再次为裸地；同一植被覆盖下，各土层土壤含水率增量大小排序为：5、15、30、60 cm。

第二次降雨历时2 h，平均降雨强度为2.49 mm/h，各土层土壤含水率对此次降雨无明显波动。降雨对土壤水分分布受土壤初始含水量的影响，含水量越高，土壤含水量受降雨的影响越小，这可能是由于初始含水量越大，基质势梯度量值越小，只需要少量水分进入土壤空隙以接近饱和[24]。

降雨量；—■—5 cm；—□—15 cm；—●—30 cm；—○—60 cm。

3.3 不同植被类型下土壤含水率对大雨的响应

由图3可知，自09:00出现降雨，降雨强度为4.21 mm/h，5、15、30 cm土层土壤含水率开始增长，60 cm土层无响应，随着10:00降雨强度增大到11.14 mm/h，5、15、30 cm土层土壤含水率增长速率再次增加，60 cm土层土壤含水率开始缓慢增长；11:00降雨强度减小至1.27 mm/h后，5、15、30 cm土层土壤含水率开始下降，60 cm土层土壤含水率持续缓慢增长；12:00—13:00平均降雨强度为1.79 mm/h，5、15、30 cm土层土壤含水率呈持续下降趋势，60 cm土层土壤含水率保持稳定状态；14:00降雨强度骤增至22.49 mm/h后，各土层土壤含水率呈急速增长状态，并于15:00降雨强度转小后仍急速增长，各土层土壤含水率增长速率由大到小依次为：15 cm土层((5.60%～6.02%)/h)、5 cm土层((5.38%～5.83%)/h)、30 cm土层((3.26%～3.61%)/h)、60 cm土层((1.05%～1.27%)/h)，且同一土层中，百喜草土壤含水率增长最快，其次为马尾松，最后为裸地。16:00后，各土层土壤含水率开始下降直至保持稳定状态。降雨结束1 h后，5、15、30 cm土层土壤含水率呈快速下降趋势，其中，百喜草5、15、30 cm土层土壤含水量于降雨后6.5 h逐渐趋于平稳，马尾松5、15、30 cm土层土壤含水量于降雨后5.5 h逐渐趋于平稳，裸地5、15、30 cm土层土壤含水量于降雨后5 h逐渐趋于平稳；60 cm土层土壤含水率下降速率较为平缓。土壤含水率趋于稳定后，各植被土壤含水率较初始含水率均有增加，百喜草土壤含水率增加2.94%～8.81%，马尾松土壤含水率增加2.51%～8.10%，裸地土壤含水率增加2.44%～7.67%。同一土层深度土壤含水率，百喜草增量最大，其次为马尾松，再次为裸地；同一植被覆盖下，各土层土壤含水率增量由大到小排序为：5、15、30、60 cm。

降雨量；—■—5 cm；—□—15 cm；—●—30 cm；—○—60 cm。

4 结论与讨论

降雨后，不同土层深度土壤含水率的变化趋势相同，即都有增大的趋势，但由于土壤蒸发向深层传递的滞后性和土壤自身的水分调蓄作用，不同深度内土壤水分的变化幅度明显不同，即较深土层水分动态变化规律与较浅土层一致，但变幅比浅层小，仅在有较大降雨且产流时，土壤水分变化幅度才较大[25]。降雨后，同一植被覆盖下，各土层土壤含水率增量由大到小的顺序为：5、15、30、60 cm，与宋孝玉等[26]研究结果一致。土壤含水量对单场降水的响应程度随土层深度的增加而减弱，原因是土壤含水率的主要影响因子为降水，土壤水分含量在表层更容易由于受到气候等随机因素的影响，随着土层深度的增加，这种影响逐渐减弱[27-29]。

不同植被类型增加土壤入渗程度不同，随着植被覆盖度的增加，有利于改善土壤的空隙结构，增加土壤入渗能力，通过地表覆盖也可以明显减少土壤水分蒸发[30-31]。受降雨影响，同一土层中，百喜草土壤含水率增长速率最快，其次为马尾松，最后为裸地。其中小雨时，除60 cm土层无响应外，其他土层土壤含水率均有增加。降雨后，由于百喜草根系的发达，土壤孔隙度较大，水分可以先通过优先流的形式进行入渗，且百喜草可以通过自身茎叶拦截地表径流从而增加土壤入渗量，而马尾松及裸地由于林下无地表覆盖，在降雨过程中容易产生泥浆溅散、孔隙堵塞，从而减缓入渗速率，产生水土流失。同一降雨条件下，百喜草在蓄水保水能力要优于马尾松。

土壤含水率主要受降水影响，降雨强度越大，土壤含水率增长速率越快；土壤水分对降雨的响应速率取决于降雨量的大小、降雨强度的大小和降雨前土壤含水量的高低，这与有关学者[32-35]的研究结果一致。不同降雨类型下土壤退水时间存在差异，百喜草地土壤退水时间最长，其次为马尾松林地，最后为裸地。本研究由于没有考虑到初始土壤含水率对土壤含水率增长速率的影响，在今后需要加强降雨量、降雨强度和降雨前土壤含水量与土壤含水率增长速率相互关系方面的研究。

[1] OKI T, KANAE S. Global hydrological cycles and world water resources[J].Science,2006,313:1068-1072.

[2] SUN G, NOORMETS A, GAVAZZI M, et al. Energy and water balance of two contrasting loblolly pine plantations on the lower coastal plain of North Carolina, USA[J]. Forest Ecology and Management,2010,259(7):1299-1310.

[3] 邱扬,傅伯杰,王军,等.土壤水分时空变异及其与环境因子的关系[J].生态学杂志,2007,26(1):100-107.

[4] NAVEED M, MOLDRUO P, TULLER M, et al. Prediction of the soil water characteristic from soil particle volume fractions[J]. Soil Science Society of America Journal,2012,76(6):1946-1956.

[5] VANDERLINDEN K, VEREECKEN H, HARDELAUF H, et al. Temporal stability of soil water contents: a review of data and analyses[J]. Vadose Zone J,2012,11(4):1539-1663.

[6] KOSTER R, SUAREZ M, HIGGINS R, et al. Observational evidence that soil moisture variations affect precipitation[J]. Geophysical Research Letters,2003,30(5):1-4.

[7] DALY E, PORPORATO A. A review of soil moisture dynamics: from rainfall infiltration to ecosystem response[J]. Environmental Engineering Science,2005,22(1):9-24.

[8] ZUO Z, ZHANG R. The spring soil moisture and the summer rainfall in eastern China[J]. Chinese Science Bulletin,2007,52(14):1722-1724.

[9] 梁音,张斌,潘贤章,等.南方红壤丘陵区水土流失现状与综合治理对策[J].中国水土保持科学,2008,6(1):22-27.

[10] 张桃林,史学正,张奇.土壤侵蚀退化发生的成因、过程与机制[M]//南方红壤退化机制与防治措施研究专题组编著.中国红壤退化机制与防治.北京:中国农业出版社,1999:46-76.

[11] 谢锦升,杨玉盛,解明曙.亚热带花岗岩侵蚀红壤的生态退化与恢复技术[J].水土保持研究,2004,11(3):154-156.

[12] 赵其国.我国红壤的退化问题[J].土壤,1995,27(6):281-286.

[13] 刘士余,聂明英,彭鸿燕.百喜草及其应用研究[J].安徽农业科学,2007,35(25):7807-7808,7810.

[14] 李国怀,伊华林,夏仁学.百喜草在我国南方生态农业建设的应用效应[J].中国生态农业学报,2005,13(4):197-199.

[15] 龙忠富,汪俊良,刘正书,等.百喜草不同种植模式的水土保持效应初探[J].山地农业生物学报,2004,23(5):408-411.

[16] 张元光,黄锦祥.紫色土水土流失区不同治理措施水土保持与土壤改良效果研究[J].农业与技术,2016,36(15):69-71.

[17] 黄志刚,曹云,欧阳志云,等.南方红壤丘陵区油桐人工林土壤水分动态[J].应用生态学报,2007,18(2):241-246.

[18] 黄志刚,李锋瑞,曹云,等.南方红壤丘陵区杜仲人工林土壤水分动态[J].应用生态学报,2007,18(9):1937-1944.

[19] 王贝贝,王辉,宇龙,等.红壤丘陵区油茶林需水关键期土壤水分变化特征研究[J].中国农村水利水电,2014(1):32-35.

[20] 魏树强.柑橘果园不同配置类型土壤水分动态及水土保持效应研究[D].南昌：江西农业大学,2012.

[21] 王晓燕,陈洪松,王克林,等.不同利用方式下红壤坡地土壤水分时空动态变化规律研究[J].水土保持学报,2006,20(2):110-113,173.

[22] 胡尧,侯雨乐,李懿.模拟降雨入渗对岷江流域红壤坡面产流产沙的影响[J].水土保持学报,2016,30(2):62-67,72.

[23] 罗勇.红壤丘岗区不同利用土壤水分时空变异性[D]．武汉：华中农业大学，2008.

[24] 彭娜,谢小立,王开峰,等.红壤坡地降雨入渗、产流及土壤水分分配规律研究[J].水土保持学报,2006,20(3):17-20.

[25] 宋孝玉.黄土沟壑区不同下垫面条件对农田降雨入渗及产流关系影响的研究[D].杨凌：西北农林科技大学,2001.

[26] 宋孝玉,康绍忠,沈冰,等.黄土沟壑区不同种植条件下农田土壤水分动态规律研究[J].水土保持学报,2003,17(2):130-133.

[27] 侯磊,马海龙.渭北不同农林复合系统土壤含水率研究[J].内蒙古林业调查设计,2016,39(4):126-129.

[28] JOBBAGY E G, JACKSON R B. The vertical distribution of soil organic carbon and its relation to climate and vegetation[J]. Ecological Applications,2000,2(10):423-436．

[29] 贾小旭.典型黄土区土壤水分布及其对草地生态系统碳过程的影响[D].杨凌:西北农林科技大学，2014.

[30] WANG Y J, XIE Z K, MALHI S S, et al. Effects of rainfall harvesting and mulching technologies on water use efficiency and crop yield in the semiarid Loess Plateau, China[J]. Agricultural Water Management,2008,96(3):374-382.

[31] 滕圆圆,赵财,柴强,等.氮肥后移对玉米间作豌豆耗水特性的调控效应[J].作物学报,2016,42(3):446-455.

[32] 陈曦.间隔覆盖条件下降雨入渗及水分运动与分布规律[D].烟台：鲁东大学,2012.

[33] 何芳兰,李治元,赵明,等.民勤绿洲盐碱化退耕地植被自然演替及土壤水分垂直变化研究[J].中国沙漠,2010,30(6):1374-1380.

[34] 张凯,冯起,吕永清,等.民勤绿洲荒漠带土壤水分的空间分异研究[J].中国沙漠,2011,31(5):1149-1155.

[35] 常昌明,牛建明,王海，等.小针茅荒漠草原土壤水分动态及其对降雨的响应[J].干旱区研究,2016,33(2):260-265.

ResponseofSoilMoisturetoRainfallinPinusmassonianaStandsandPaspalumnotatumnGlasslandinHillyRedSoilRegionofSouthernChina//

Yin Jianhua

(Shenzhen Yuanyuan Hydraulic Engineering Company Limited, Shenzhen 518049, P. R. China)//

Hilly Red Soil Region; Volumetric soil water content;Paspalumnotatumn;Pinusmassonianastands; Land use types

殷建华，男，1991年5月生，深圳市源远水利设计有限公司，工程师。E-mail：372347795@qq.com。

2017年5月16日。

责任编辑：王广建。

S715.3

Journal of Northeast Forestry University，2017,45(11)：72-77.

ECH2O soil moisture content detection system was used to measure the volumetric soil water content (VSWC) at 5, 15, 30 and 60 cm depths ofPaspalumnotatumngrassland andPinusmassonianastands in hilly areas of southern China. Compare to bare land, the VSWC curves in light, moderate, and heavy rainfall conditions were analyzed. The VSWC curves of different soil depths was the same, and the VSWC increment was in descending order of soil layer of 5, 15, 30 and 60 cm under the same vegetation cover. The growth rate of VSWC was in descending order ofP.notatumngrassland,P.massonianastands and bare land at the same soil layer, among them, in case of light rainfall, the VSWC at other soil layers was increased except for 60 cm soil layer. The VSWC ofP.notatumngrassland increased about 2.42%-3.81%, about 1.94%-3.10% ofP.massonianastands, and 1.30%-2.34% in bare land. During the moderate rainfall, the VSWC ofP.notatumngrassland was increased by 1.73%-3.89%, 1.56%-3.45% ofP.massonianastands, and 1.41%-2.98% in bare land. During the heavy rainfall, the VSWC ofP.notatumngrassland was increased by 2.94%-8.81%, 2.51%-8.10% ofP.massonianastands, and 2.44%-7.67% in bare land. The VSWC was mainly affected by precipitation, the higher the rain intensity, the faster the growth rate of VSWC. When the rainfall intensity of 4.43 mm/h, the VSWC growth rate of 5cm soil layer was 0.42%-0.57%/h, 1.91%～2.16%/h for 15 cm soil layer, 1.74%-1.98%/h for 30 cm soil layer, and no response for 60 cm soil layer, respectively. When rainfall intensity of 12.74 mm/h, the VSWC growth rate of 5 cm soil layer was 4.41%-4.89%/h, 4.98%-5.41%/h for 15 cm soil layer, 2.33%-3.06%/h for 30 cm soil layer, and 0.34%-0.52%/h for 60 cm soil layer, respectively. When the rainfall intensity was 22.49 mm/h, the VSWC growth rate of 5 cm soil layer is 5.38%-5.83%/h, 5.60%-6.02%/h for 15 cm soil layer, 3.26%-3.61%/h for 30 cm soil layer, and 1.05%-1.27%/h for 60 cm soil layer. Under the same rainfall type, the time of the VSWC return stable state ofP.notatumngrassland was the longest, followed byP.massonianastands and bare land.