黑土区坡耕地土壤水分时空分布特征及对降雨的响应

侯淑涛，王 烁，王轶昂，刘焕军，，孟令华，宋梦宁，侯永华

（1.东北农业大学 公共管理与法学院，黑龙江 哈尔滨 150030；2.中国科学院 东北地理与农业生态研究所，吉林 长春 130012）

土壤水分通常指的是存储在非饱和土壤中的供水量[1]，作为基本的水文状态变量之一，其时空格局对于了解关键地带的农业、水文、土壤和环境过程具有重要意义[2]。土壤水分作为连接降水、地表水和地下水的纽带，通过影响蒸发蒸腾和光合作用来影响水、能量和生物地球化学的循环[3]。土壤水分对降雨的响应同时也是水文循环过程的重要环节，因此，加强对土壤水分对于降雨事件响应的研究尤为重要。众多学者关于土壤水分对降雨的响应特征做了大量研究。关于黄土高原的研究结果表明，不同的植被覆盖会影响降雨下渗量[4-5]；ZHU等[6]关于太湖流域的研究结果表明，降雨后土壤水分变化程度受雨量、降雨强度以及前期土壤湿度共同影响；田迅等[7]从不同角度出发分析了内蒙古草原不同坡位、坡向对土壤水分分布的影响；白雨诗等[8]关于三峡山地沟谷的研究结果表明，微地形的差异使得不同坡位对土壤水分的响应存在差异。此外，国内外研究学者针对降雨中形成的壤中流进行了广泛的讨论[9-11]。以上研究表明，土地利用特征、地形、土壤性质、降雨特征和优先流等因素会显著影响土壤水分空间分布及其对降雨的响应。但目前国内关于土壤水分对降雨响应的研究主要针对干旱和半干旱地区，对湿润地区研究较少，而且所研究的土地类型主要针对林地、草地等，对农田尤其是坡耕地的研究相对较少。

东北黑土区作为全球仅有的四大黑土带之一，是我国重要的粮食主产区，2000—2018 年粮食总产量占全国比重由11.5%上升到20.26%，承担着保障国家粮食安全的重任[12]，该区地形相对平坦，土壤有机质含量高，多被开垦成坡耕地。由于该地降雨强度大且集中，耕地表层土壤疏松，加上传统的直坡垄作耕作方式为水土流失提供了先决条件，坡耕地黑土层以2～3 mm/a 的速度递减[13]。东北黑土区属于雨养农业，土壤水分补充只能依靠自然降水，降水进入土壤后才能被农作物吸收[14]。土壤水分在农作物生长发育过程中发挥着不可替代的作用，是农业健康稳定发展的基础。鉴于此，以典型黑土区坡耕地为研究对象，探讨不同坡位不同土层土壤蓄水量之间的差异，系统分析0～100 cm 土层土壤水分对降雨的响应及变化特征，揭示造成不同坡位之间响应差异的主要因素，以期为区域土壤水分监测点布设和墒情监测提供数据及理论支持。

1 材料和方法

1.1 研究区概况

友谊农场位于黑龙江省双鸭山市友谊县境内（北 纬46°28′15″～46°58′39″，东 经137°27′50″～132°15′38″），属于中温带大陆性季风气候，年平均气温2.5 ℃，年平均降雨量500 mm。土壤类型为白浆土，地块平均高程155 m，呈南高北低，地势起伏明显（图1）。

图1 研究区位置与坡耕地地形Fig.1 Location of the study area and topography of the slope farmland

自2020年开始，为防止水土流失试验地采用等高种植取代传统直垄模式种植玉米。为探究坡耕地不同坡位土壤水分差异，在试验地不同坡位共选取5 个点位（坡上、东线坡中及坡下、西线坡中及坡下5个坡位），分别命名为G1—G5（图1）。G1、G4和G5，G1、G2 和G3 位于不同的直线上，分别命名为西线和东线，东线坡度较陡，西线较缓。G1 点位于坡耕地顶部，高程高，坡度大；G2 与G4 点位在同一条垄线上，处于田块中部；G3与G5点位在同一条垄线上，处于坡耕地底部，地势较低。样地内坡位概况经调查和测定后具体情况见表1。

表1 样地不同点位特征Tab.1 Characteristics of different point position in sample plots

1.2 研究方法

1.2.1 土壤水分、降雨量的测定与降雨场次选定

在坡耕地选点并挖掘土壤剖面，安装土壤水分传感器（智墒＋云智能土壤水分监测仪，东方智感），原状土回填。数据采集频次为1 h，可以实时监测0～100 cm 共10 层（每层10 cm）的土壤含水量和土壤温度数据。玉米生长期在6—8 月，传感器于2021 年6 月安装，因此，选取2021 年7—8 月的数据进行分析。

在试验地自动气象站对气象状况进行连续监测，观测降雨、风速、气温等气象数据。使用翻斗式雨量筒（TE525MM，Texas Electronics）测定降雨量，其中降雨数据30 min 记录1 次。监测期间（7 月1日—8 月31日）共发生15次降雨事件。研究区降雨以小雨为主，占总降雨事件次数的66.67%，但对观测时段总降雨量贡献率仅为19.9%；中雨事件对总降雨量的贡献最大，占总降雨量的47.4%，对区域土壤水分含量影响显著。

从15 场降雨中选取3 场典型降雨事件，以时刻为横坐标，降雨量和土壤含水量为纵坐标，分别得到小雨（24 h 降雨量＜10 mm）、中雨（24 h 降雨量为10～25 mm）、暴雨（24 h 降雨量为50～100 mm）条件下各土层土壤含水量变化特征。

1.2.2 数字高程数据获取 在2021 年4 月试验地裸土期，运用大疆-精灵Phantom 4 RTK 无人机对试验地块采集地形信息。采用PIX4D 航测软件进行空三加密处理后，生成分辨率为0.04 m 的高精度数字高程模型（Digital elevation model，DEM）。结合坡耕地垄作宽度，将DEM 重采样为2 m，在ArcGIS 软件中提取相关地形因子：高程（Elevation）、坡度（Slope）、坡向（Aspect）。

1.2.3 土壤蓄水量（SWS）计算 土壤蓄水量是衡量土壤含水量状态的重要指标，用来评估干旱造成的危害程度。本研究中，将样点i在j时刻与深度kcm 的土壤含水量θ(i,j,k)转换为土壤蓄水量，并将其累加分别得到浅层（0～50 cm）、深层（50～100 cm）的土壤蓄水量数据，转换公式：

1.2.4 土壤水分对降雨的响应特征分析 用土壤水分的响应时长表示土壤水分对降雨的响应速度；土壤水分的增量与初始土壤水分之比表示土壤水分变化幅度；土壤水分的增量与达到最大值的时长之比表示次降雨对土壤水分补给速率，定量分析不同坡位、不同土层对降雨的响应特征。各指标计算公式：

式中，Δts为次降雨过程中土壤水分开始响应所耗费的时长；t1为各土层土壤水分开始增加的时间；t0为降雨开始的时间；Δtr为次降雨过程中土壤水分达到峰值所用的时长；t2为各土层观测到土壤水分达到峰值的时间；ΔC为土壤水分变化幅度；ΔSWr为降雨后的土壤水分增量；SWmax为降雨后土壤水分最大值；SW0为土壤水分初始值；Vs为次降雨对土壤水分的补给速率。

1.2.5 数据处理 使用Excel 2010 统计软件与Origin 2021 绘图软件对数据进行统计分析和图表绘制。

2 结果与分析

2.1 黑土区坡耕地不同点位0～100 cm土层土壤水分统计分析

2.1.1 土壤水分水平分布特征 由图2 可知，不同点位间土壤含水量存在明显差异。不同点位0～100 cm土层平均土壤含水量表现为G5（34.63%）＞G4（34.18%）＞G3（33.17%）＞G2（30.31%）＞G1（30.00%），不同点位 0～100 cm土层土壤含水量平均变异系数表现为G1（20.38%）＞G3（19.19%）＞G2（18.79%）＞G5（16.14%）＞G4（11.31%）。结合各坡位高程（表1），G1 由于位于坡顶，高程相对较大，水分受重力影响容易向坡下汇集，导致G1 点位土壤含水量明显低于坡下位（G5、G3）。在相同坡位下，阴坡的平均土壤含水量高于半阴坡（G4＞G2、G5＞G3）。在变异系数方面，坡顶G1 点位剖面平均土壤含水量变异系数最大，土壤含水量最不稳定，相同坡位下，阴坡的土壤平均水分变异系数低于半阴坡（G2＞G4、G3＞G5）。

图2 黑土区坡耕地不同点位0～100 cm土层土壤水分箱线图（a）与土壤水分变异系数（b）Fig.2 Box map of soil moisture（a）and coefficient of variation of soil moisture（b）in 0—100 cm soil layer at different point positions of sloping farmland in black soil area

2.1.2 土壤水分垂直分布特征 由图2 可知，不同土层间的土壤含水量存在明显差异。G1 点位0～40 cm 土层与40～100 cm 土层土壤含水量存在明显差异，G2 点位趋势同G1 点位一致；G4 点位0～20 cm与20～100 cm 土层土壤含水量存在明显差异；G3 与G5 点位趋势一致，0～30 cm 土层与30～100 cm 土层土壤含水量存在明显差异。总体上看，随着土层加深土壤含水量呈上升趋势，40 cm 以下土层水分分布比40 cm 以上土层土壤更均匀、水分差距较上层进一步缩小。这说明坡度、坡向等因素对坡耕地土壤水分的影响主要集中在40 cm 以上土层，对深层土壤水分影响作用较小。从变异系数来看，坡耕地表层10 cm 处土壤含水量变异系数最大，为21.68%～40.49%，而深土层100 cm 处土壤变异系数均降低到10%以下，为2.40%～9.87%，总体上呈现出随土层深度增加而减小的趋势。深层土壤含水量更稳定。

2.2 黑土区坡耕地土壤蓄水量变化及其对降雨的响应特征

2.2.1 土壤蓄水量变化 为了更好地评估干旱造成的危害程度，将100 cm 土层分为2 层，绘制监测期内0～50 cm（浅层）与50～100 cm（深层）土壤蓄水量对降雨的响应图。从图3 可知，7 月至8 月中下旬，各点位土壤蓄水量总体上呈现下降趋势。由于研究区属于大陆性季风气候区，年内大气降水不均导致季节性干旱出现。其中7 月21 日—8 月21 日研究区仅降雨16.1 mm，此期间地温和气温逐渐升高，地表蒸发及玉米蒸腾作用开始增强，浅层土壤含水量快速减少，由于玉米在抽穗期和灌浆期生长水分主要来自30～100 cm 土壤[15]，而且深处土壤含水量受温度和土壤蒸发影响较小，能为玉米生长提供所需水分，所以此期间浅、深层土壤蓄水量均呈明显下降趋势。

图3 黑土区坡耕地不同土层土壤蓄水量对降雨的响应Fig.3 Response of soil water storage in different soil layers to rainfall in sloping farmland in black soil area

2.2.2 土壤蓄水量对降雨的响应特征 各点位浅层土壤水分的波动次数和幅度较为剧烈，随降水发生急剧增加或减少，而深层土壤蓄水量变化幅度小，土壤蓄水量增长幅度低于浅层土壤，维持相对稳定水平（图3）。总体上看，小于5 mm 的降雨对土壤蓄水量无影响，当累计降雨达5～15 mm 且瞬时降雨强度小于 5 mm/h的降雨仅增加浅层土壤蓄水量，对深层土无明显影响。在降雨影响下不同坡位之间土壤蓄水量响应特征存在差异，其中G4 点位土壤更容易受降雨影响，浅层与深层土壤蓄水量变化曲线波动次数最多，单次降雨量小于2 mm 不会引起土壤水分变化，当降雨量为2～5 mm 时，浅层土壤蓄水量会出现小幅上升。G1与G2土层蓄水量较稳定且变化趋势一致，深层土壤蓄水量曲线仅出现1次明显峰值。干旱前期（7月1日—7月21日）与干旱后期（8月21日—8月31日）土壤蓄水量响应特征存在差异，干旱前期，中雨级别降雨均未对深层土壤产生影响，在持续干旱后的2 次典型降雨（8 月28日降雨8.9 mm；8 月30 日降雨6.3 mm）影响下，G3、G4、G5 点位深层土壤蓄水量显著上升，G1 与G2 浅层土壤蓄水量也出现大幅增长。

2.3 不同降雨条件下不同土层土壤含水量对降雨响应

2.3.1 在小雨条件下不同土层土壤含水量对降雨的响应 小雨事件（9.1 mm）发生在7 月1 日，G1—G5 最大影响土壤深度分别为40、30、30、50、40 cm。从图4 可知，各点位10 cm 土层响应时间最早，几乎同时对降雨产生响应，各个深度的响应时间随土壤深度加深依次延迟，最大土壤水分变化幅度均集中在20 cm 土层（图5）。G2 点位最大土壤水分补给速率集中在10 cm（0.96%/h），其余点位均集中在20 cm（图6）。田块内10 cm 以下响应土层的土壤含水量上升和下降过程均要滞后于10 cm 土壤，且升降时间也均延长，这与土壤水分入渗的先后过程相符。10 cm 土壤水分随降雨结束即开始下降，其余响应土层土壤含水量则在降雨过程结束数小时后才出现下降，这说明在此过程中仍受土壤中水分的补给作用影响。

图4 黑土区坡耕地小雨条件下各土层土壤水分对降雨的响应Fig.4 Response of soil moisture to rainfall in different soil layers under light rain conditions in sloping farmland in black soil area

图5 黑土区坡耕地小雨事件（a）与中雨事件（b）下5个点位土壤水分变化幅度Fig.5 Rate of change of soil moisture at five points under light rain event（a）and moderate rain event（b）in sloping farmland in black soil area

图6 黑土区坡耕地小雨事件（a）与中雨事件（b）下5个点位土壤水分补给速率Fig.6 Soil water recharge rate at five points under light rain event（a）and moderate rain event（b）in sloping farmland in black soil area

降雨事件结束6 h 后不同点位10 cm 土壤水分消退速率表现为G4（0.22%/h）＞G1（0.12%/h）＞G2（0.08%/h）＞G5（0.04%/h）＞G3（0%/h），可以看出坡下位消退速率明显低于中上部点位。排除其他干扰因素，综合考虑地形因素，最有可能造成这种现象的原因是在坡面上土壤水分再分布的过程中，坡面上部土壤水分更容易补给坡下，导致坡下位初始土壤含水量始终高于上部。因此，当降雨发生时，坡中与坡上土壤含水量上升幅度比坡下更大，降雨结束后土壤水再分布时水分消退又快于坡下。

2.3.2 在中雨条件下不同土层土壤含水量对降雨的响应 中雨事件（19.1 mm）发生在7 月20 日，从图7 可知，G1—G5 影响土壤深度分别为30、60、50、60、50 cm。各点位10 cm 土层响应时间均早于或等于其他土层，所有土层均对瞬时达12 mm/h 的雨锋有响应。其中G2 点位0～60 cm 土壤水分几乎在同一时间开始响应。与小雨事件类似，各点位20、30 cm 土壤水分几乎同时对降雨发生响应，这可能是由于该层土壤玉米根系分布广，土壤大孔隙通道显著增加了下渗速率。但与小雨事件不同的是，此次中雨事件土层响应时间更长，这是由于7 月下旬玉米已度过拔节期正处于抽雄期，此时植被郁闭度与冠幅更大，经同期影像计算，小、中雨事件发生时田块平均植被覆盖度分别为0.61、0.82，降雨首先被玉米冠层截留，冠层饱和后才会沿着枝叶向作物根部汇集补给土壤。此外，土壤水分对于前期少雨量、小强度的降雨敏感性偏弱，因此，此次响应时间普遍延长1～3 h。

图7 黑土区坡耕地中雨条件下各土层土壤水分对降雨的响应Fig.7 Response of soil moisture to rainfall in different soil layers under moderate rain conditions in sloping farmland in black soil area

2.3.3 在暴雨条件下不同土层土壤含水量对降雨的响应 暴雨事件（51.8 mm）发生在8 月22 日，从图8可知，以西线监测点为例，各点位的最大土层影响深度均达到最大监测深度100 cm。由于降雨前12 d 无有效降雨，土壤初始状态比较干旱，表层土壤均在降雨开始约3 h、降雨累积量达3 mm 后才开始响应。7 h 后，遭遇最大瞬时强度为25.9 mm/h 雨锋，可见，较大强度的降雨能迅速使各土层土壤产生响应，有利于雨水的下渗和土壤吸收，改善干旱后整个剖面土壤水分状况。3 h 后有一阶段1.4 mm小雨，由于前期 2次雨锋使表层土壤水分含量偏高，此时土壤水分虽逐渐下降但受降雨影响土壤含水量仍存在波动性上升过程，表层土壤依旧对第3 次雨锋有响应。通过对比不同点位对3次雨锋的响应情况（图9），在响应深度方面，G4＞G5＞G1。由于G1位于坡顶且坡度大导致承雨面积小，当发生强降雨后，土壤表层易形成地表径流和壤中流向坡下转移与积累，致使土层响应深度均小于中下部。在表层土壤水分消退速率方面，受降水强度、坡位与坡位引起的土壤特征差异的共同影响，不同点位大小顺序为G4＞G1＞G5，降雨强度越大水分消退速率也越快。

图8 黑土区坡耕地暴雨条件下各土层土壤水分对降雨的响应Fig.8 Response of soil moisture to rainfall in different soil layers under heavy rain conditions in sloping farmland in black soil area

图9 黑土区坡耕地暴雨事件下土壤变化情况Fig.9 Soil changes of sloping farmland under heavy rain event in black soil area

3 结论与讨论

3.1 不同坡位土壤水分特征及其对降雨的响应

研究区5个监测点位于同一坡耕地上，因此，气候特征、地形地貌和植被覆盖无太大区别，表明各位点土壤水分特征及其对降雨响应差异主要由坡向、高程、坡度等地形决定。首先，不同坡面因子由于其对光热条件的改变及其对地表径流的再分配，使坡耕地土壤水分分布格局呈现出高度空间异质性[7]。坡向不同会引起太阳光照时间差异，进而改变地表水分蒸散发，相对于半阴坡，阴坡接受的太阳辐射时间短，土壤水分蒸发较少；此外，坡面上的降雨由于重力作用容易向坡下汇聚，因此，在监测期内G5 点位（阴坡坡下）土壤蓄水量最高，与靖亭亭等[16]的研究结果一致，这同时解释了在降雨后坡下位G3与G5的响应土层土壤水分消退速率更慢这一现象。其次，坡度差异使降雨的集水面积发生改变，也使地表径流量和其引起的地表侵蚀量不同，从而影响降雨入渗。由于研究区坡度较缓，西线呈坡长坡缓地形，上坡大量水流向下坡使坡中土壤受侵蚀强烈，颗粒组成较粗，土质较差，导致土壤的饱和导水率高，增大了土壤入渗速率[8，17]。因此，相对于其他点位，G4 点位对降雨响应最强烈，响应时间更早，响应深度也最大，侵蚀也使土壤保水能力相对较弱，当遭遇降雨后土壤水分呈现出急剧上升又急剧回落现象。此外，G4 点位坡度相对较小（1.36°），在坡耕地形成低洼地，对降雨集水的面积更大，雨水汇集使得该点位的深层土壤更容易得到补给。在土壤水分垂直分布特征方面，坡耕地0～40 cm 土壤受耕作等人为因素干扰较大，受地面温度和降水影响频繁，是降雨入渗、蒸发活动最强烈的土层，且夏玉米根系主要分布在距离地面40 cm的土层[18]，因此，该层土壤含水量不稳定，变幅和变异系数值较大。

3.2 坡耕地种植方式下土壤水分入渗规律

水分入渗能力与地表种植方式密不可分。一般而言，小雨、中雨仅分别使10、30 cm 以上的土壤水分产生响应。本研究中，小雨与中雨事件下响应深度分别为30～50、30～60 cm。一方面，这可能与研究区采用机械翻耕造成表层土壤结构破坏，使得表层土壤渗透系数增大有一定的关系[19]；另一方面，等高种植模式增强了坡耕地地表径流拦蓄作用，使降雨更多的保留在田块内，增加了降雨入渗，从而提高了土壤贮水能力[20-21]，也使得土壤对较小雨量的降雨事件产生一定的响应概率。

此外，水分入渗与区域降雨情况存在联系。本研究中，干旱后期土壤水分对降雨响应更强烈，这可能是由于持续干旱使田块内出现裂隙导致降雨更容易下渗到深层土壤，使土壤对降雨响应变得强烈；也可能是由于大降雨事件（8 月22 日）使土壤对降雨响应程度变大并持续几周导致[22]。

最后，水分入渗与优势流现象存在关系。影响优势流形成的因素较多，但根据相关研究结果，最主要的影响因素是不同深度土壤的异质性[23-24]。玉米在生长过程中的根系在土壤中形成错综复杂的孔隙网络通道，加上当地长期机械翻耕表层土使研究区域内土壤沿垂直剖面有明显的土壤颜色和质地等变化，研究区土壤垂直剖面中30～100 cm 的土壤颜色与30 cm 以上各层有明显色差，上层透水性优于下层，为大孔隙流的形成提供了条件[25]。降雨到达地面后优先通过植物根系形成的孔隙在土壤中迁移流动，进而对水分下渗与补给产生影响，推断坡耕地内20 cm 土壤水分补给速率与变化幅度普遍高于上层土壤这一现象是玉米根系孔隙作用的结果。另外，在中雨事件中，G2 点位0～60 cm 土壤水分在同一时间开始响应，其中20 cm 土壤水分补给速率最低，水分变化幅度也不大，说明20～30 cm土层可能为不易透水层，造成降雨后下渗水分在该层累积，成为土壤水分侧向流动的活跃区，推断G2点位下层土壤的快速补给是受到侧向流的影响。不同点位土壤在不同深度存在孔隙结构异质性，相对其他点位，G2点位的侧向流现象较为明显。蒋小金等[26]在典型黑土区关于耕地土壤水分运移形式的研究中也得到了一致结论，认为土壤孔隙结构异质性影响水分运移，其中15～20 cm 土层发生了侧向入渗现象，20～67 cm土层水分运移以大孔隙流为主。

综上，对黑土区典型坡耕地内5 个点位土壤水分进行连续动态观测，分析田块尺度内不同坡位土壤水分特征及对不同降雨模式的响应特征后得出以下结论。

坡耕地土壤水分分布不均。水平分布上，坡下土壤含水量高于坡上，阴坡大于半阴坡，在土壤含水量变异系数方面，坡顶变异系数最大，阴坡低于半阴坡；垂直分布上，40 cm 上下土层土壤含水量差距明显，随着土层加深土壤含水量上升，而其变异系数降低。

研究区内降雨年内分配不均，易发生季节性干旱；受降雨与玉米生长影响，监测期内土壤蓄水量呈下降趋势，不同点位间、干旱前期与后期土壤蓄水量响应特征存在差异，干旱后期土壤水分对降雨响应更强烈。

10 cm 土层土壤含水量变化趋势与降雨量变化趋势一致，响应时间早于下层土壤；随土层深度增加，土壤含水量变化趋势与降雨量同步逐渐降低，各土层土壤含水量对降水响应时间出现一定程度的滞后。

在典型降雨过程中，坡耕地水分运移受优势流影响，即土壤侧向流补给以及玉米根系形成的大孔隙迅速下渗。不同点位土壤水分对降雨响应存在明显差异，坡上位G1对降雨响应不显著；G2点位出现明显的侧向流现象；坡中位G4 对降雨响应强烈，响应深度最大；坡下位G3 与G5 土壤水分消退速率偏慢。可见，由于不同坡位引起的微地形差异进而形成同一坡面土壤性质的空间异质性可以改变土壤水分对降水的响应。