王 恒,張清濤*,王志強,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實驗室,廣東 廣州 510275;3.廣東省海洋土木工程重點實驗室,廣東 珠海 519082;4.南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室,廣東 珠海 519082)

在土壤水分的調(diào)節(jié)下,降雨進入滲流、地表徑流以及地表蓄水中,影響水文過程[1-2]。土壤水分作用于土壤物質(zhì)的運輸與交換,影響土壤肥力,對于植物生長的生態(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發(fā)育以及作物產(chǎn)量等[9]。土壤溫度能夠改變根系細胞代謝,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)水文過程的重要組成部分[12-13]。

土壤水熱會影響地表的生態(tài)群落,從而改變植被的生長速率[14]。關(guān)于土壤水熱運移及變化的研究已有很多,李彤等[15]研究了放牧對草原土壤水熱狀況的影響,結(jié)果表明,隨著放牧強度的增強,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幅度大于坡地橘園,不同地形土壤水分對降雨的響應(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方式,對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不足。本研究通過對亞熱帶海邊校園草地土壤水熱進行觀測,旨在探究草地土壤水熱時空變化特征及其對降雨的響應(yīng);同時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-植物水熱運移,對促進農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和保護生態(tài)系統(tǒng)有一定積極意義。

1 材料與方法

1.1 試驗區(qū)概況

試驗區(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 ℃,全年日照時數(shù)1 816.8 h[24]。

試驗區(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。因為降雨沖刷以及地形等原因,少數(shù)地方表層沖刷嚴重,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[25]。本試驗區(qū)草地生長依靠降雨,無灌溉,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)選擇自然生長的草地搭建儀器,主要觀測草地的土壤水熱變化以及地表能量平衡和蒸散過程,具體布置見圖1。觀測儀器主要包括2套土壤體積含水量、土壤水勢、溫度測量系統(tǒng),以及1套三溫模型蒸散測量系統(tǒng)。對2套土壤水分、土壤水勢、土壤溫度測量系統(tǒng)的數(shù)據(jù)取算術(shù)平均值。水文氣象參數(shù)由CAWS600波文比自動氣象站收集(華云升達,北京)。氣象站的搭建符合國家標準氣象場。草地地下水位約為地下1 m,土壤水分探頭埋深為5 cm,土壤水勢以及土壤溫度探頭埋深均為5、10、20、40、70、100 cm。具體的觀測項目以及儀器布置見表1。

表1 觀測項目與具體儀器布置

圖1 草地儀器布置

1.3 研究方法

1.3.1土壤水熱運移

土壤水分與熱量的運動方向用土壤水勢梯度以及溫度梯度表示,計算見式(1)、(2)[26]:

(1)

(2)

式中hg——土壤水勢梯度,kPa/m,hg﹥0時,表示下層水勢大于上層水勢,土壤水分由下往上移動,相反,hg﹤0時,表示下層水勢小于上層水勢,土壤水分由上往下移動;Tg——土壤溫度梯度,℃/m,Tg﹥0時,表示下層溫度小于上層溫度,熱量由上往下移動,相反,則表示土壤熱量由下往上移動;hi+1、hi——在剖面深度為i+1、i層處的土壤水勢,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,℃。

當土壤水勢梯度以及溫度梯度為零時,稱該作用面為土壤水勢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,通過不同高度的空氣溫度、相對濕度以及大氣壓等數(shù)據(jù)計算蒸散發(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。同時為了避免波文比測量系統(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′——濕度計常數(shù),kPa/℃;ΔT——2個高度的溫度差(試驗中測定高度為1.5、2.5 m),℃;Δe——2個高度的水汽壓差(測定高度同上),kPa;P——大氣壓,kPa;γ′——汽化潛熱,取2.45×106J/kg。

1.3.3溫度差法計算蒸散發(fā)

比較波文比法與溫度差法計算出的蒸散發(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——空氣動力學(xué)阻抗,s/m;Zm——測風(fēng)高度,m;Zh——濕度測量高度,m;d——零平面位移高度,假設(shè)作物高度為h,d=2/3h,m;Zom——控制動量傳遞的粗糙度長度,Zom=0.123h,m;Zoh——控制熱量和蒸汽傳遞的粗糙度長度,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,在前期長期無雨的情況下,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日時日降水量為120.3 mm,土壤水分變化僅為0.11 m3/m3。總體看來,在土壤更加濕潤的時候,降雨引起的土壤水分變化幅度會更小,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日降雨達到最大后,5月12日土壤水分達到了短期內(nèi)的巔峰(0.39 m3/m3),而10月8日降雨達到短期內(nèi)巔峰(166.9 mm)后,10月10日土壤水分才處于峰值,土壤水分對降雨的響應(yīng)存在延緩。

2.2 土壤水勢變化

2.2.1土壤水勢日變化

圖3展示了觀測期內(nèi)不同季節(jié)的土壤水勢(圖3a—3d)與土壤水勢梯度(圖3e—3h)日變化,可以明顯觀察到,季節(jié)對土壤水勢的影響不大,土壤水勢變化主要與降雨有關(guān)。降雨少的干季(11、12月)土壤水勢日波動幅度大,在整體土壤水勢較低的情況下,不同土壤深度的土壤水勢有明顯差異。以11月為例,5、10 cm埋深處,土壤水勢日變化為先減小再增大最后再減小,在20、40 cm處,整體土壤水勢變化穩(wěn)定。在更深的70、100 cm處,土壤水勢整體變化與5、10 cm處相反,在上午(00:00—12:00)土壤水勢先達到峰值,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)致的淺層土壤水勢降低。降水多的濕季(2021年8—10月、2022年5—7月)土壤水勢日變化較為穩(wěn)定,在日尺度上沒有明顯的波動。

a)春季土壤水勢

土壤水勢梯度能在一定程度上反映植被蒸騰耗水的過程,干季淺層(0～20 cm)土壤水勢梯度與土壤水勢變化相反,符合植被日蒸騰耗水的規(guī)律。清晨,5～20 cm土壤水勢梯度呈上升趨勢,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,深層供水到達表層,隨著土壤深層水分的補給速率逐漸大于草地耗水速率,5 cm土壤水勢增大,水勢梯度劇烈減小。可以觀察到正午過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逐漸降低。

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

2.2.2土壤水勢垂向變化

圖4展示了各季節(jié)土壤水勢的垂向變化。通過月尺度上的土壤水勢(圖4a—4d)、水勢梯度(圖4e—4h)垂向變化對土壤水分運移做更進一步的分析。降水多的濕季(5、6、8、10月)由于雨水充足,所以整體土壤水勢較高,70 cm以下深度的土水勢趨近于0,土壤水勢梯度隨深度增加而減小,最后趨近于0。濕季土壤水勢梯度整體大于0,土壤水分由下往上運移。5、8月在10～30 cm內(nèi)水勢梯度為負值,土壤水分向下運移,30 cm以下深處土壤水勢向上運移。

圖4 草地土壤水勢與土壤水勢梯度垂向變化

11月由于降雨少,表層土壤水勢很低,雖然整體上土壤水勢與深度呈現(xiàn)正相關(guān),但在20 cm以下隨深度增大趨勢明顯變緩,水勢梯度在10～20 cm內(nèi)達到峰值,土壤水分自下向上移動。12月土水勢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。水勢梯度上,在20～30 cm中出現(xiàn)零通面,零通面以上水分向上運移,以下水分向下運移。1月土壤水勢大于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,因此整體土壤水勢相較于1月有明顯提升。2月份出現(xiàn)了土壤水勢隨深度先減小再增大的現(xiàn)象,土壤水勢的轉(zhuǎn)折點出現(xiàn)在深度40 cm處,1、2月土壤水勢梯度在50 cm深處左右達到0。50 cm以下土壤水分向上運動,50 cm以上土壤水分向下運動。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,但土壤水勢水平相較于11月至次年1月更高。11、12、7月水勢梯度峰值出現(xiàn)在10～20 cm,其余月份土壤水勢梯度峰值出現(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,但降雨時間較為集中,導(dǎo)致土壤水勢梯度的變化與降雨少的干季較為類似。

2.2.3土壤水勢對降雨的響應(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)進行土壤水勢對降雨的響應(yīng)分析,見圖5。在干季,11月22日的小降雨對草地土壤水勢的影響不大,可以認為草地對小降雨并不敏感,但短期水勢梯度在表層發(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月底一場日降雨量為15.2 mm的降雨劇烈改變了土壤水勢的變化,但也僅限于40 cm深度以上,深層土水勢的變化更加平緩,說明土壤水分的入滲有一定延緩并且入滲的過程會大大減少水勢的劇變。土壤水勢梯度在降雨后變?yōu)樨撝?土壤水分由上往下移動,但可以發(fā)現(xiàn),這種變化都局限于土壤表層,深層土壤水勢梯度基本為0。

圖5 草地干濕季土壤水勢與土壤水勢梯度對降雨的響應(yīng)

干濕季對比可見,由于濕季降雨頻繁并且降雨量大,土壤基本保持在較濕潤狀態(tài),土壤水勢也處于很高的水平,短期的無雨過后表層的土壤水勢會有一定的減少,但在下一次降雨后會立刻得到補充。濕季土壤水勢的劇變發(fā)生在6月底,2周的無雨條件導(dǎo)致土壤表層水勢降低,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過程中根系對水分的利用消耗。干季表層土水勢變化劇烈,受降雨變化敏感,土壤水分變化也更加迅速。與干季相比,濕季土水勢的下降過程更加緩慢,這種影響可能是濕季土壤水勢梯度更小,水分運移更慢所致。由于土壤水分水平一直很高,所以土壤水勢梯度變化不大,其變化僅僅表現(xiàn)在短期無雨后,表層有一定的水分運移用以補充作物根系利用。

無論是干濕季,土壤深層(70～100 cm)的水勢梯度幾乎為0并保持不變,受降雨影響小,水分的運移發(fā)生在土壤表層(0～40 cm)。由于濕季降雨多,各層土壤水勢一致保持很高的水準,因此降雨后土壤水分變化也會相對更慢。

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)溫度峰值的時間愈加后延。可以發(fā)現(xiàn)土壤溫度的整體變化趨勢取決于氣溫的變化。在土壤溫度梯度方面,各個月份的變化趨勢一致,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,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,說明在土壤表層存在一個土壤溫度零通面,深層土壤溫度依然是由上向下移動。

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期內(nèi)的草地日蒸散量變化過程(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,隨著3月的到來,蒸散量總體降低,4月有所回彈,往后又有降低的趨勢,直到6月底才開始上升,但依然存在個別日期蒸散量低,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,說明在這2個時間段草地蒸散速率最快。整個4月份蒸散總量119 mm,5月份蒸散總量86 mm,說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)值和變化趨勢較小。對比干濕季,5月因為降雨的原因,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0:00—6:00,7:00—17:00以及18:00—23:00劃分時段統(tǒng)計發(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 各時間段能量通量占比

a)4月

3 討論

土壤溫度以及水分對于植被生長發(fā)育有著重要影響,研究土壤水熱變化對于深入了解植物水分利用和生態(tài)水文過程很有幫助。本研究著重對比干濕季不同降雨背景下的土壤水熱動態(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、土壤水勢與水勢梯度存在明顯差異。吳遠菲等[33]發(fā)現(xiàn)荒草地對降雨的響應(yīng)時間比灌木更慢,降雨量越大,土壤含水量對降雨的響應(yīng)越顯著。Li等[34]連續(xù)觀測內(nèi)蒙古不同地形位置的灌木與草地土壤含水量,發(fā)現(xiàn)在強降雨時期草地淺層土壤含水量對降雨的反應(yīng)比灌叢更快,深層土壤水分變化受到鈣層邊界影響,起到儲蓄水分的作用,土壤水分變化受降雨影響小。觀測結(jié)果表明:當降雨量相同時,干季引起的土壤水分變化會比濕季更大,原因是濕季土壤含水量水平更高,整體水勢梯度差異更小,水分的運移更加緩慢。在土壤更加濕潤的時候,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。整個觀測期內(nèi),干濕季土壤水分的運移主要集中在表層,是由于10 cm土壤深度植物根系吸水補充葉片蒸騰耗水。

降雨時云層密布,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,可能與濕季草地進一步生長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,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

本研究對亞熱帶校園自然生長的草地進行觀測,從不同角度分析土壤水勢、土壤水勢梯度、土壤溫度以及土壤溫度梯度的變化,結(jié)合干濕季土壤水勢對降雨的響應(yīng),探究亞熱帶草地土壤水熱的變化過程。同時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月土壤水勢日波動幅度大,土壤水勢低,不同土壤深度的土壤水勢有明顯差異。而在濕季5—10月,土壤水勢大(-100 kPa～0),不同埋深的土壤水勢梯度小,水分的運移相對更慢,對降雨更不敏感。

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

c)根據(jù)土壤水分對降雨的響應(yīng),干濕季節(jié)降雨后土壤水分運移主要發(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%。