王海梅，侯 琼，冯旭宇，云文丽

（内蒙古自治区生态与农业气象中心，内蒙古 呼和浩特 010051）

自然降雨过程对典型草原土壤水分的影响研究
——以锡林浩特为例

王海梅，侯 琼，冯旭宇，云文丽

（内蒙古自治区生态与农业气象中心，内蒙古 呼和浩特 010051）

利用内蒙古锡林浩特气象站2013—2015年生长季自动土壤水分逐时观测数据及逐日降水量数据，分析北方典型草原降雨过程前后各层土壤水分的变化特征。结果表明，随着雨量的增加，各层土壤水分变化规律不同。0—10 cm、10—20 cm土层土壤水分增量与降雨量之间存在二项式回归关系，要使这两层土壤水分稳定增加，至少分别需要约10．0 mm、17．0 mm的降雨量；＞25．5 mm的降雨过程才能引起20—30 cm土层土壤水分的稳定增加；29．0 mm以上的降雨过程能使30—40 cm土层的土壤水分稳定增加；极端降水过程（70．2 mm）能引起40 cm以下土层土壤水分的稳定增加。对5．0 mm以上降水过程的统计分析表明，随着土层的加深，各层平均土壤水分增量呈减少趋势，60 cm以下土层土壤水分受天然降水的影响较小。

自然降雨过程；土壤水分；典型草原

王海梅，侯 琼，冯旭宇，等．自然降雨过程对典型草原土壤水分的影响研究［J］．干旱气象，2016，34（6）：1010－1015，［WANG Haimei，HOU Qiong，FENG Xuyu，etal．EffectofDifferentMagnitude Rainfall Processon SoilMoisture in TypicalGrassland of Xilinhotof InnerMongolia［J］．Journal of Arid Meteorology，2016，34（6）：1010－1015］，DOI：10．11755／j．issn．1006－7639（2016）－06－1010

引 言

我国北方典型草原地处大陆性干旱、半干旱季风气候区，水是干旱、半干旱区植被生长最大的生态限制因子，对植被恢复和长期稳定发展有着重要影响。土壤水分是土壤—植物—大气连续体的一个关键因子，它又是水循环的一个主要环节。在干旱、半干旱地区，土壤水分是控制生物群落生物多样性和生态系统功能的重要因素，对气候变化较为敏感。

天然降水是北方草原土壤水分唯一补给来源，不同的降雨量级、土壤质地、基础土壤水分含量、植被状况等均影响天然降水的下渗过程，从而影响植被对降雨的有效利用。近年来，国外学者就土壤水分入渗等问题做了大量研究，Richards［1］、Matsui［2［3－9］，但针对北方草原区的相关研究较少。当前牧业气象业务服务提供雨情和土壤墒情监测，缺乏对降雨入渗深度、速度等的深入分析［10－11］，难以基于天气预报结论对未来土壤水分变化情况做出准确的预测服务。因此，本文利用锡林浩特自动观测站的土壤水分逐时数据及日降雨量数据，分析天然降水过程的渗透深度及其影响因素，探索不同量级降雨过程对土壤水分的影响规律，为深入理解典型草原干旱持续及缓解特征提供依据。

1 研究区概况、资料及方法

锡林郭勒盟是我国最典型的草原分布区，以高原、平原为主体，平均海拔在1 000 m以上，属于中温带半干旱大陆性气候，春秋短暂，夏无酷暑，冬季漫长，四季分明。年平均气温1～2℃，年降水量150～400 mm，由东南向西北递减。由于地域广阔且东西跨度较大，自然地理条件的区域差异导致该盟由西到东跨越3个地带性植被类型（荒漠草原、典型草原、草甸草原）以及1个隐域性沙地植被类型——沙地草原，见图1。

图1 研究区地表土地覆盖类型及实验站点的位置Fig．1 The landcover types in study area and the location of experimentalmeteorological station

选取典型草原代表站锡林浩特气象站（116．07°E，43．57°N，海拔1 030 m），利用该站2013—2015年4—9月（生长季）校准的自动土壤水分8层逐时观测数据及逐日降水量观测数据，采用滑动平均、相关分析等方法，分析不同量级降雨过程对土壤水分的影响规律［12－14］。日降雨量的统计时段为前一天20：00（北京时，下同）至当天20：00，将连续出现＞0．1 mm的连续降雨日视为一次降雨过程。以降雨过程开始前一天20：00土壤水分为基础，统计降雨过程结束当天、后1天（24 h后）、后2天（48 h后）、后3天（72 h后）20：00土壤水分的变化情况，探讨不同量级降雨过程结束后，土壤水分下渗对不同深度土层土壤的影响及其时间效应。土壤水分为体积含水率（单位：%）。

2 结果分析

2．1 不同量级降雨过程对各层土壤水分的影响

2．1．1 0—10 cm土层

由表1及图2a可以看出，4个时段内过程雨量与0—10 cm土层土壤水分增量之间均存在二项式回归关系，拟合方程均通过F检验（P＜0．01），说明过程雨量的大小决定了0—10 cm土层土壤水分增量的多寡。然而，不同时段方程的拟合效果不同，降水过程结束后24 h方程的拟合效果最佳，决定系数R2达0．749，即该拟合模型能解释因变量74．9%的变化；随后，随着降雨过程结束时间的推移，模型拟合效果越来越差，到72 h后，拟合模型仅能解释因变量52．8%的变化（表1）。从图2a可看出，当过程雨量＜10．0 mm左右时，当天及24 h后的0—10 cm土层土壤水分增量基本为负，且随雨量增加波动变化，无稳定变化趋势，而后转为正值，且随雨量增加显著增大；而48 h和72 h后的土壤水分增量由负值转为正值的拐点在15．0 mm左右。此外，随着降雨过程结束时间的推移，土壤水分增量的波动整体逐渐增大。可见，0—10 cm土层的土壤水分受蒸发、下渗过程等水分流失的影响较大，使得该层土壤水分增量随着降雨过程结束时间的推移存在显著不同的变化规律。

表1 2013—2015年锡林浩特站生长季不同时段0—10 cm、10—20 cm土层土壤水分增量随降雨量变化的拟合方程Tab．1 The fitting equations of soilmoisture increment at0－10 cm，10－20 cm depths for different time periods of the growing season with precipitation change in Xilinhot station of Inner Mongolia during 2013－2015

2．1．2 10—20 cm土层

由图2c和表1可以看出，拟合方程均通过F检验（P＜0．01）。4个时期内过程雨量与10—20 cm土层土壤水分增量之间仍存在二项式回归关系，但与0—10 cm土层相比，方程拟合效果明显下降。表1显示，降雨过程结束后24 h，过程雨量与10—20 cm土层土壤水分增量之间的二项式回归关系最显著，决定系数R2达0．555，即拟合模型能解释因变量55．5%的变化，表明降雨过程对10—20 cm土层土壤水分的影响存在时滞效应，即降雨过程结束24 h后，土壤水分才充分下渗至10—20 cm土层，导致该层的土壤水分增加显著；降雨过程结束后72 h和结束当天的模型拟合效果均较差，其原因是降雨过程结束当天土壤水分没有完全下渗到该层，降雨过程结束24 h后该层土壤水分变化最大，至48 h、72 h后，随着土壤水分进一步下渗流失，10—20 cm土层土壤水分损失明显。另外，对比图2a和图2c发现，2个土层土壤水分增量由负转正的拐点位置大致相同，但显著增加的过程雨量不同，过程雨量浅层小于深层，分别在17．0、25．0 mm左右；随着土层加深，4个时段土壤水分增量的差异减小。

图2 2013—2015年锡林浩特站生长季0—10 cm（a、b）与10—20 cm（c、d）土层土壤水分增量（a、c）及土壤体积含水量（b、d）随降雨量的变化Fig．2 Changes of soilmoisture increment（a，c）and soil volume water content（b，d）at0－10 cm（a，b）and 10－20 cm（c，d）depthswith precipitation change during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015

综合图2b和图2d可以看出，与降雨前的基础土壤水分状况相比，随着降雨过程结束时间的推移，0—10 cm和10—20 cm土层土壤水分含量总体呈下降趋势，即降雨过程结束当天土壤水分增加最明显，且前者的土壤水分增加量比后者显著。

2．1．3 20—30 cm土层

由图3可知，与0—10 cm、10—20 cm土层相比，20—30 cm土层土壤水分增量随过程雨量变化由负值转为正值的拐点更大，出现在25．5 mm附近，＜25．5 mm的降雨过程对该层土壤水分影响不明显，土壤水分呈波动变化；＞25．5 mm的降水过程才能引起该层土壤水分的稳定增加，且随过程雨量的增加土壤水分增量呈显著增加趋势。

图3 2013—2015年锡林浩特站生长季20—30 cm土层土壤水分随雨量的变化Fig．3 Changes of soilmoisture increment at 20－30 cm depth with precipitation change during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015

2．1．4 30—40 cm及以下土层

经统计，30—40 cm土层仅受过程雨量＞29．0 mm降雨的影响，29．0 mm以下降水对该土层影响不显著，但29．0 mm以上的降雨过程仅4次，无法用方程拟合。40—50 cm、50—60 cm、70—80 cm、90—100 cm土层变化规律一致，仅1次极端降雨过程（70．2 mm）后土壤水分明显上升，其余降雨过程均未对以上层次的土壤水分产生稳定影响。

2．2 各层土壤水分稳定增加的临界雨量

利用气候上常用的5次滑动平均方法，先确定出第一个土壤水分增量大于0，并在其后不再出现土壤水分增量低于0的连续5个降雨过程值，并在以上的5个雨量中，挑选出第一个大于土壤水分增量零值的降雨过程，作为各层土壤水分稳定增加时的临界过程雨量。该方法稳定性较好，为农业、气象部门普遍使用。表2给出2013—2015年锡林浩特站生长季各层土壤水分稳定增加的临界过程雨量。可看出，若要使0—10 cm土层在降雨过程结束当天、24 h、48 h、72 h后土壤水分稳定增加，分别至少需要9．7 mm、9．9 mm、15．0 mm、15．0 mm的过程雨量，总体看来，随着降雨过程结束时间的推移，该层土壤水分稳定增加所需雨量越大，其原因是0—10 cm土层与大气层及下层土壤间存在活跃的水分交换，下渗、蒸发等作用强烈影响该层的土壤水分含量，因此，若要该层土壤水分增加保持的时间越长，则所需过程雨量越大。10 cm以上的同一土层4个时段的土壤水分稳定增加所需的临界过程雨量相同；在10—40 cm深度内，随着土层加深，同一时期土壤水分稳定增加所需的临界过程雨量逐渐增大。

常规的自然降水过程仅能影响40 cm以上土层，更深层的土壤仅受极端降水过程的影响。由表2可知，只有1次极端降水过程（70．2 mm）引起40 cm以下土层土壤水分的稳定增加。根据气象上降雨量级的规定，70．2 mm（24 h）已属于暴雨，在干旱半干旱典型草原区，暴雨极少发生。

表2 2013—2015年锡林浩特站生长季各层土壤水分稳定增加的临界过程雨量（单位：mm）Tab．2 The threshold of total precipitation for soilmoisture steady increase at different depths during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015（Unit：mm）

2．3 不同降雨量级与土壤水分增量的关系

将降雨量级按区间划分，并与不同深度土层的土壤水分增量进行相关分析（表3），可以看出，降雨过程结束当天，除0—10 cm土层外，＜10．0 mm的降雨与其余各层土壤水分增量之间存在负相关关系，且40—80 cm范围负相关显著；＞10．0 mm的降雨过程与0—80 cm土层土壤水分增量之间呈现极显著的正相关关系（P＜0．01），且40 cm以上相关性随着深度增加而逐渐增大，而40 cm以下正相反，表明随着过程雨量的增加，0—80 cm土层土壤水分呈现增加趋势。

降雨过程结束24 h后，＞10．0 mm的降雨过程与10—80 cm土层土壤水分增量之间呈现极显著正相关关系（P＜0．01），但与表层0—10 cm土壤水分正相关不显著，表明降雨过程结束24 h后，0—10 cm表层土壤水分受下渗或蒸发影响，土壤水分损失严重。此外还发现，30 cm及以上土层在10．0 mm以上降雨过程结束后24 h的相关系数较当天偏小，而30 cm以下土层24 h后的相关系数较当天偏大，说明随着降雨过程结束时间的推移，深层土壤水分受下渗作用的影响逐渐增大。

降雨过程结束当天，所有过程与0—60 cm土层土壤水分增量呈极显著正相关关系（P＜0．01），但70 cm以下土层二者之间无显著相关关系；降雨过程结束24 h后，所有降雨过程与0—80 cm土层土壤水分增量呈极显著正相关关系（P＜0．01），而与90—100 cm土层无显著相关关系。另外，60 cm以上土层土壤水分增量与当天所有降雨过程的相关系数均高于24 h后的。

2．4 土壤湿度的垂直变化规律

为了分析土壤水分的垂直变化规律，以降雨过程结束24 h后为例，分析不同层次土壤水分增量随降雨量级的变化规律（图 4），可以看出，0—80 cm土壤各层的土壤水分均在降雨量级达到一定值后，表现出显著增加趋势，而90—100 cm土层极端降雨过程也不能影响其土壤水分；随着土层的加深，土壤水分增量整体呈现降低趋势，其中0—10 cm土层土壤水分增加最为明显，40—80 cm土层土壤水分仅受几次极端降雨过程影响而稳定增加。可见，一般自然降雨过程（小雨、中雨、大雨）对0—50 cm土层的土壤水分含量影响比较显著，更深层的土壤含水量变化甚微。通过对5．0 mm以上降雨过程的统计发现，0—10 cm、10—20 cm、20—30 cm、30—40 cm土层平均土壤水分增量最大，分别为2．9%、1．4%、0．8%、0．5%；40—50 cm和50—60 cm土层平均土壤水分增量相当，约为0．1%，而70—80 cm、90—100 cm土层平均土壤水分增量为0%，表明60 cm以下土层土壤水分受天然降水的影响较小。

表3 2013—2015年锡林浩特站生长季降雨量级与土壤水分增量的相关关系Tab．3 Correlation coefficients between rainfall and soilmoisture increment during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015

图4 2013—2015年锡林浩特站生长季降雨过程结束24 h后土壤水分的垂直变化规律Fig．4 The vertical variation of soilmoisture increment for 24 hours after the end of the rainfall process during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015

2．5 初始土壤体积含水率对降雨过后土壤水分增量的影响

为了探讨初始土壤体积含水率对降雨过后土壤水分增量的影响，以0—10 cm土层为例，将降雨过程开始前一天20：00的土壤水分含量为初始值，对比降雨过程结束24 h后土壤水分含量的变化情况（单位降雨量引起的土壤水分增量的变化）。图5给出锡林浩特站0—10 cm土层初始土壤体积含水率对5．0 mm以上降雨过后24 h土壤水分增量的影响。可以看出，初始土壤含水率与单位降雨量引起的土壤水分增量之间存在二项式回归关系，拟合方程为：

初始土壤体积含水率在5%～10%之间时，单位降雨量引起的土壤水分增量最大，平均每毫米降水能导致土壤体积含水率增加0．26%；初始土壤体积含水率＜5%和介于10%～15%，都不利于土壤对降雨的吸收，单位降雨量引起的土壤水分增量分别为0．18%和0．09%；土壤初始含水率＞15%时，土壤体积含水量接近饱和状态，降雨量已不能引起土壤水分增加；而过于干燥的土壤，天然降水落到土壤表层后，由于蒸发、植被蒸腾等作用，水分散失比较严重，也不利用土壤水分含量的增加。

图5 2013—2015年锡林浩特站生长季0—10 cm土层初始土壤体积含水率对土壤水分增量的影响Fig．5 The effect of initial soil volume water content on soil moisture increment at0－10 cm depth during the growing season in Xilinhot station of Inner Mongolia from 2013 to 2015

3 结论与讨论

（1）要使0—10 cm、10—20 cm、20—30 cm、30—40 cm土层土壤水分稳定增加，分别至少需要约10．0 mm、17．0 mm、25．5 mm、29．0 mm的降雨量。

（2）0—10 cm和10—20 cm 2个土层土壤水分增量与过程雨量之间均存在二项式回归关系；20—30 cm及其以下土层，在达到各层所需临界雨量之前，各层土壤水分随降雨量增加呈波动变化，无明显规律，之后，各层土壤水分稳定增加。

（3）随着土层加深，相同降雨过程引起各层土壤水分增量呈降低趋势，0—10 cm土层土壤水分增加最为明显，40—80 cm土层的土壤水分仅受几次极端降雨过程的影响而稳定增加。

以上分析结果将应用于内蒙古牧业气象服务中，结合未来天气预报的降雨过程雨量及落区，推算不同量级降雨落区的土壤水分变化，预测未来土壤墒情变化情况，从而提供更加准确的牧业气象服务。干旱是内蒙古牧区发生最频繁的气象灾害，研究结果的应用可为解决典型草原区干旱持续或缓解提供重要的理论依据。

所选的锡林浩特气象站，经校验的土壤水分数据时段为2013—2015年，由于地处干旱半干旱气候区，平均每年生长季的降雨量约270．0 mm，降雨过程共82次，其中≥20．0 mm降雨过程14次，占总数17．07%，≥30．0 mm降雨过程5次，占总数6．10%，≥40．0 mm降雨过程仅1次，占总数1．22%，因此，能下渗至40 cm及以下土层的降雨过程数量有限，统计模型及相关结论因数量限制而精度有限，在以后的研究中，通过选取更多典型草原气象站点的对比分析，辅助野外人工降雨模拟试验等，详细阐述各量级降雨过程对土壤水分影响，对本次结果加以验证和修订。

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Effect of Different M agnitude Rainfall Process on Soil M oisture in Typical Grassland of Xilinhot of Inner M ongolia

WANG Haimei，HOU Qiong，FENG Xuyu，YUNWenli

（Ecological and Agricultural Meteorological Center of Inner Mongolia，Huhhot010051，China）

In order to investigate the effects of different intensity rainfall process on soilmoisture in typical steppe of Northern China，based on the hourly soilmoisture automatic observation data and daily precipitation data in Xilinhotweather station of Inner Mongolia from 2013 to 2015，the variation characteristics of soilmoisture before and after the rainfall processwere analyzed．The results showed that the variation characteristics of each layer soilmoisture at different stages after the rainfall process ended were differentwith the increase of precipitation．There was binomial regression relationship between soilmoisture increment and precipitation at 0－10 cm and 10－20 cm depth soil layers．The precipitationswere at least10．0mm，17．0mm，25．5mm and 29．0mm to cause the stable increase of soilmoisture at0－10 cm，10－20 cm，20－30 cm and 30－40 cm depth soil layers，respectively，while the extreme precipitation could cause the stable increase of soilmoisture below 40 cm depth soil layer，which indicated that the precipitation causing the stable rising of soilmoisture increased gradually with the increase of soil depth．Moreover，the average soilmoisture increment gradually decreased with the increase of soil depth during the rainfall processwith precipitation more than 5．0 mm，and thatwas almost closed to 0%at70－80 cm and 90－100 cm depth soil layers，which indicated that the effectofnatural rainfallon the soilmoisture below 60 cm depth was less．

natural rainfall process；soilmoisture；typical steppe

1006－7639（2016）－06－1010－06

10．11755／j．issn．1006－7639（2016）－06－1010

P426．68

A

2016－05－23；改回日期：2016－06－22

公益性行业（气象）科研重大专项（GYHY201506001－3）资助

王海梅（1976－），女，博士，高级工程师，主要从事农业气象、生态气象科研工作．E－mail：wanghmhuhe＠126．com

侯琼，女，硕士，研究员，主要从事草原气象研究．E－mail：nmg－hq＠qq．com