荒漠草原灰鈣土與風沙土水分時空特征

楊霜奇， 宋乃平， 王 興， 陳曉瑩， 常道琴

（1.寧夏大學生態環境學院，寧夏 銀川 750021；2.寧夏大學西北土地退化與生態系統恢復國家重點實驗室培訓基地，寧夏 銀川 750021；3.西北退化生態系統恢復與重建教育部重點實驗室，寧夏 銀川 750021；4.寧夏大學農學院，寧夏 銀川 750021）

全球氣候變暖導致我國北方干旱半干旱區水資源愈加匱乏，土地荒漠化加?。?］。為阻止荒漠化進程以及構建良好的生態環境，國內學者在荒漠地區進行了一系列研究，主要集中在植物群落［2-4］、土壤水分變化［5-6］、人工植被建植［7-9］等方面。其中，土壤水分是土壤-植物-大氣連續體之間相互聯系的關鍵因子，極大程度上影響著荒漠地區的植物生長發育和物種豐富度，對植被恢復起到了決定性作用［10-12］。土壤水分變化受降水、土壤物理特性、植被覆蓋狀況等因素影響［13-17］。在半干旱的荒漠草原地區，降水是荒漠草原土壤水分補給的主要來源［18］，可通過影響該地區土壤水分分布來間接實現對生態系統的結構和功能的調控［19］。此外，由于不同土壤類型的物理性質差異，土壤水分分布情況有所不同［20］。如鄭飛龍等［21］對壓砂條件下灰鈣土水分垂直入滲特征研究發現，壓砂厚度、砂石粒徑等會影響土壤水分的分布；江璇等［22］對四川西部某林區不同植被下的土壤水分研究發現，孔隙度越小的土壤，水分時間穩定性更高；陳娟等［23］揭示了土壤類型對土壤水分的動態變化具有決定性作用，在同一土壤剖面上，風沙土的土壤含水量大于灰鈣土；蘇瑩等［24］研究了風化基巖殘積土、灰鈣土和風沙土三種不同土壤的土壤水分時空變化特征，發現風化基巖殘積土保水性以及總蓄水量最大；吳世磊等［25］發現川西北高寒沙地的沙化程度越高，土壤保水性和平均含水率越低。因此，分析不同類型土壤的水分動態變化及其與降水之間的關系對于在荒漠地區構建合理的生態格局至關重要［26］。

寧夏鹽池縣荒漠草原由于長期受人為放牧和自然干擾的影響導致生境破碎化，原生灰鈣土在風沙作用下母質片斷化，形成了分散于沙地中的島狀斑塊［27］。然而，隨著斑塊面積的減小，灰鈣土沙化的程度加劇。為此，一些研究者以鹽池荒漠草原斑塊作為退化草地恢復的起點，探究了斑塊的植被空間點格局［28］、群落物種共存機制［29］、人工建植［30］。目前，對于斑塊內外部不同土質之間以及不同大小斑塊之間的土壤水分變化研究較少。僅有部分學者［31］從室內試驗模擬的角度，研究了灰鈣土演變為風沙土后土壤水分的變化。但是土壤水分過程受氣候、地形、土壤性狀等多種因素的影響，復雜野外環境下斑塊內部灰鈣土和斑塊外部風沙土土壤水分過程究竟有何差異？

基于此，本研究選擇位于寧夏鹽池縣皖記溝村的3個樣地，通過連續3 a對降雨和土壤水分的動態監測，來揭示灰鈣土和風沙土水分時空分布特征，從而為該地區植被恢復提供理論基礎，促進構建良好的生態群落結構，提高荒漠草原生產力。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于寧夏回族自治區鹽池縣皖記溝村的荒漠草原（37°57′～37°83′N，106°77′～107°50′E），屬中溫帶半干旱大陸性氣候，年均氣溫8.1 ℃，晝夜及冬夏兩季溫差大，干旱少雨，多年平均降雨量280 mm，蒸發量大，蒸發量是降水量的6～7 倍，無霜期150 d。斑塊內部土壤的主要類型為灰鈣土，斑塊外部主要為風沙土。研究區的主要物種有短花針茅（Stipa breviflora）、豬毛蒿（Artemisia scoparia）、苦豆子（Sophora alopecuroides）、糙 隱 子 草（Cleistogens squarrosa）、牛枝子（Lespedeza potaninii）、細葉遠志（Polygala tenuifoliaWilld）等。

1.2 樣地選擇

在鹽池縣皖記溝村，以地勢地貌等環境條件基本一致為原則，選擇大斑塊（200～300 m2）、中斑塊（約100 m2）與小斑塊（約50 m2）3種不同大小的斑塊作為試驗樣地，將斑塊內部的灰鈣土與斑塊外部的風沙土進行對比監測和研究，為增強數據的代表性，每類樣地各設3 個重復?；意}土的黏粒、粉粒、砂粒含量分別約占40%～41%、27%～29%、30%～32%；風沙土的黏粒、粉粒、砂粒含量分別約占8%～9%、19%～21%、71%～73%。

1.3 數據來源及方法

降雨、溫度、土壤含水量的數據均來自于現場監測。斑塊內部的幾何中心作為灰鈣土水分監測點，在斑塊外部選取一個監測點作為風沙土水分監測點，確保斑塊內外部監測點離斑塊邊緣的距離相等，每個監測點分別埋設3 根100 cm 長的聚脂碳酸探管，將TRIME-T3 型TDR 探頭置于每根探管0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm、40～60 cm、60～80 cm、80～100 cm 土層的中間位置，重復測定3次，各土層深度的土壤體積含水率且各重復之間的差異不大于1/15，監測間隔時間約為15 d。2017 年共監測24 次，其中5 月3—7 日、6 月8—14 日的2 次降雨之后每天監測1 次；2018 年從5 月24 日—11 月2 日共監測11次；2019年從4月26日—11月3日共監測13次。在皖記溝村安裝Vantage Pro2 自動氣象站，降雨量等其他氣象數據通過氣象站自動獲取，時間間隔為1 h。

1.4 數據處理

相鄰2 次降雨量時間間隔不超過24 h 看作1 次降雨事件，該事件內的累積降雨量即為單次降雨量SP（mm），按照0.1 mm≤SP<1 mm、1 mm≤SP＜5 mm、5 mm≤SP＜10 mm、10 mm≤SP＜25 mm、25 mm≤SP，將降雨等級依次劃分為Ⅰ～Ⅴ級［32］。根據1 d 內每小時測定的溫度數據求平均值，得到日平均溫度。采用Excel 2010 對土壤含水量數據進行基本處理，根據3 次重復監測結果求得平均值，并用于后續計算及作圖。通過Surfer 11.0 軟件繪制土壤含水量等值線圖，在圖中用不同的顏色表示土壤含水量數值的大小，其余圖則采用Origin 2021進行繪制。

采用SPSS 25.0 對不同大小斑塊以及不同土層深度的土壤含水量進行單因素方差分析，同時采用Excel 2010 對斑塊內外的土壤含水量差異進行雙尾T檢驗分析（P<0.05）。

常用變異系數Cv評估土壤水分垂直變化，計算公式如下［33］：

式中：S為標準差；Xˉ為樣本（土壤水分觀測值）平均值；n為樣本總個數；Xi為樣本的第i個觀測值。

土壤儲水量指一定土壤深度的體積水分含量，可采用以下公式計算［34］：

式中：SW為0～1 m 土壤儲水量（mm）；θi為土壤水分探頭測得的各層土壤含水量；di為對應的土層深度（mm）。

土壤儲水變化量（ΔW）代表在某一具體時間內土壤水分的消耗或者積累情況［14］，計算公式如下：

式中：SW1為某一具體時間前土壤儲水量（mm）；SW2為某一具體時間后土壤儲水量（mm）。如果ΔW< 0，表明土壤水分在該時期為消耗型；如果ΔW> 0，則為積累型；如果ΔW= 0，則為平衡型。

2 結果與分析

2.1 2017—2019年生長季降雨特征

2017—2019 年生長季（5—10 月）研究區降雨量分別為266 mm、276.8 mm、237.03 mm。雖然3 個年份的降雨量差別不大，但是在時間分配上差異非常大。如圖1所示，2017年生長季內每月有1～2次>10 mm的降雨，而且間隔1個月左右，比較均勻，屬于均勻降雨年型。2018 年降雨量集中在5 月，占生長季總降雨量的76.2%，屬于春季降雨年型，夏秋嚴重干旱。2019年降雨量主要分布在6—8月，為夏季降雨年型。

圖1 2017—2019年研究區生長季內氣溫及單次降雨量Fig.1 Temperature and single precipitation during the growing season of the study area from 2017 to 2019

由表1 可知，從2017—2019 年的整體情況來看，Ⅰ～Ⅴ級的降雨總次數為73次，降雨總量為799.83 mm，其中，大多數降雨事件為Ⅰ～Ⅱ級的小降雨事件（分別為13 次和27 次），共占總降雨次數的54.8%，占降雨總量的9.9%；Ⅲ和Ⅳ級的中降雨事件分別占總降雨次數的13.7%和20.5%，占降雨總量的9.0%和31.6%；Ⅴ級大降雨事件發生頻次很低，占總降雨次數的11.0%，占降雨總量的47.0%。從各年情況來看，2017 年和2019 年的降雨多為小降雨事件，分別占當年降雨次數的64.7%和57.1%，但只占當年降雨總量的15.9%和14.7%。而2018 年則以Ⅲ～Ⅳ級的中降雨事件為主，占當年降雨次數的54.5%，占當年降雨總量的29.8%。因此，頻次多的小降雨事件對降雨總量貢獻小，而頻次少的大降雨事件則對總降雨量做出了主要貢獻。

表1 2017—2019年各級降雨次數與降雨量Tab.1 Rainfall frequency and precipitation from 2017 to 2019

2.2 土壤含水量時間變化特征

對全年土壤平均含水量進行計算得到，2017年、2018 年、2019 年灰鈣土年平均含水量分別為：7.09～7.51 mm、5.68～6.26 mm、6.65～7.06 mm，各年風沙土平均含水量分別為：8.79～12.19 mm、6.01～15.04 mm、7.87～15.04 mm。

從圖2 可以看出，灰鈣土與風沙土含水量在時間維度上的波動表現出一致性。2017年2種土壤的含水量經歷了5 次較大的波動，具體表現為：從5 月上旬到5 月下旬降低，從5 月下旬到6 月中旬增加，從6 月中旬到7 月中旬降低，從7 月中旬到8 月上旬增加，從8 月上旬到8 月中旬降低，從8 月中旬到9月上旬增加，從9 月上旬到9 月下旬降低，從9 月下旬到10 月中旬增加；2018 年土壤含水量波動很小，在5 月降低后一直處于相對平穩且較低的狀態；2019 年土壤含水量經歷了4 次較大的波動，具體表現為：從5 月上旬到5 月中旬增加，從5 月中旬到6月中旬降低，從6 月中旬到7 月上旬增加，從7 月上旬到7月下旬降低，從7月下旬到8月中旬增加，從8月中旬到9 月上旬降低，從9 月上旬到9 月中旬增加，從9 月中旬到10 月下旬降低?；意}土土壤含水量波動的土層主要分布在0～40 cm，風沙土0～100 cm土層土壤含水量波動都比較大。

圖2 2017—2019年灰鈣土（a）與風沙土（b）土壤水分時間變化特征Fig.2 Temporal variation of soil moisture of sierozem(a)and aeolian soil(b)from 2017 to 2019

對同一年內各月份間的土壤平均含水量進行比較，發現2017 年10 月土壤平均含水量最高，大、中、小斑塊內部灰鈣土含水量分別為8.00%、8.40%、8.40%，斑塊外部風沙土分別為13.19%、9.73%、10.38%，7月土壤平均含水量最低，大、中、小斑塊內部土壤含水量分別為5.69%、6.30%、6.20%，外部分別為9.96%、6.77%、7.48%；2018 年5 月土壤平均含水量最高，大、中、小斑塊內部土壤含水量分別為6.57%、7.49%、7.17%，外部分別為13.13%、7.60%、8.00%；2019 年8 月土壤平均含水量最高，大、中、小斑塊內部土壤含水量分別為8.01%、8.99%、8.80%，外部分別為18.26%、9.99%、9.86%，5 月土壤平均含水量最低，大、中、小斑塊內部土壤含水量分別為5.74%、5.90%、6.08%，外部分別為14.10%、6.53%、6.62%。

2.3 土壤含水量空間分布特征

由表2可知，從不同土層分析，灰鈣土含水量隨土層深度的增加表現出先增加后減少，土壤含水量分布較高的土層深度是10～40 cm；0～10 cm、10～20 cm 和20～40 cm 這3 個土層的土壤含水量具有顯著性差異（P＜0.05），而40～60 cm、60～80 cm、80～100 cm 這3 個土層的土壤含水量無顯著性差異（P＞0.05），且土壤水分顯著低于10～40 cm 土層（P＜0.05）。表明0～40 cm 土層土壤含水量變化大，40～100 cm 土層的土壤含水量少且穩定。風沙土含水量隨土層深度的增加而增大，土壤含水量分布較高的土層是20～100 cm。0～10 cm、10～20 cm 這2 個土層的土壤含水量具有顯著性差異（P＜0.05），而其他土層差異不明顯。將斑塊內外部的2種土壤進行對比分析發現，外部風沙土在0～20 cm 土層土壤含水量低于內部灰鈣土，尤其是0～10 cm 的土壤含水量顯著低于灰鈣土（P＜0.05）。外部風沙土在20～100 cm 土層土壤含水量顯著高于灰鈣土（P＜0.05），但2018年20～100 cm 土層中小斑塊的內外部不存在顯著性差異（P＞0.05）。由表3 可知，對于內部灰鈣土而言，不同大小斑塊之間的全剖面土壤平均含水量無顯著性差異（P＞0.05）；而外部風沙土的全剖面土壤平均含水量表現出大斑塊顯著大于中小斑塊（P＜0.05），中小斑塊之間并無顯著性差異（P＞0.05）。

表2 不同斑塊內部灰鈣土與外部風沙土土壤剖面（0～100 cm）含水量（平均值±標準差）Tab.2 Water content of sierozem inside and aeolian soil outside in soil profiles for different patches（mean±SD）

表3 不同大小斑塊內部灰鈣土與外部風沙土0～100 cm土層平均含水量（平均值±標準差）Tab.3 The average water content of 0-100 cm soil layer in different size patches of sierozem inside and aeolian soil outside（mean±SD）

從圖3可以看出，無論是灰鈣土還是風沙土，土壤含水量的變異系數隨土層深度的增加而減小，表明土層越深土壤含水量越穩定；同一降雨年型下灰鈣土和風沙土各斑塊的含水量變異系數變化趨勢相似，表明降雨年型對含水量變異影響最大；同一降雨年型的同一土層中，風沙土含水量變異系數大于灰鈣土；對比不同年份得出，2017 年土壤淺層和深層的變異系數差別最大，其次為2019 年，2018 年最小。

圖3 2017—2019年灰鈣土(a)與風沙土(b)含水量變異系數的垂直變化Fig.3 Vertical variation in the coefficient of variation for soil water content of sierozem(a)and aeolian soil(b)from 2017 to 2019

2.4 土壤儲水特征與降雨量相關性分析

由圖4 可以看出，2017 年5—7 月中旬土壤儲水量逐漸降低，7 月中旬后土壤儲水量有所回升，在9月達到最高點，其后土壤儲水量有所下降，從全年來看，大、中、小斑塊內部灰鈣土生長季末與生長季初土壤儲水變化量分別為11.71 mm、10.60 mm、17.30 mm，表現為積累型，外部風沙土分別為1.11 mm、1.51 mm、0.01 mm，表現為積累型；2018 年由于夏秋嚴重干旱，土壤儲水量在5 月下降后一直處于較低的狀態且幾乎無波動，大、中、小斑塊內部灰鈣土土壤儲水變化量分別為-21.55 mm、-47.02 mm、-17.93 mm，外部風沙土分別為-28.89 mm、-30.26 mm、-25.77 mm，2 種土壤均表現為消耗型；2019 年土壤儲水量在7 月和8 月中旬有2 次波峰，8月中旬以后土壤儲水量持續下降，大、中、小斑塊內部灰鈣土土壤儲水變化量分別為14.12 mm、11.13 mm、19.72 mm，外部風沙土分別為-14.83 mm、28.34 mm、13.33 mm，2種土壤大多表現為積累型。

圖4 2017—2019年斑塊內部灰鈣土（a）和斑塊外部風沙土（b）土壤儲水量隨時間的變化Fig.4 Variation of soil water storage with time in sierozem(a)and aeolian soil(b)from 2017 to 2019

研究區3 a 生長季內灰鈣土與風沙土的土壤儲水量波動趨勢基本一致，但灰鈣土的土壤儲水量整體低于風沙土，且灰鈣土土壤儲水量的變化幅度（27.88～107.84 mm）小 于 風 沙 土（45.71～185.69 mm）。大、中、小斑塊內部灰鈣土的土壤儲水量相差不大，表明灰鈣土受降雨格局的影響較??；大斑塊外圍風沙土的土壤儲水量遠高于中斑塊和小斑塊，表明風沙土受降雨格局的影響較大。

對土壤儲水變化量與累積降雨量的關系進行擬合分析（圖5），發現當降雨量<16 mm 時，2 種土壤的土壤儲水量均為負值，說明土壤水分處于消耗狀態，且在相同降雨條件下，風沙土的消耗量大于灰鈣土；當降雨量>16 mm 時，2 種土壤的土壤儲水量為正值，說明此時土壤水分處于積累狀態。當降雨量在16～25 mm 左右時，灰鈣土的積累量大于風沙土，當降雨量>25 mm 左右時，灰鈣土的積累量小于風沙土。風沙土擬合直線的斜率大于灰鈣土，再一次證明了風沙土受降雨的影響大于灰鈣土。

圖5 土壤儲水變化量與降雨量的擬合關系Fig.5 The fitting relation between soil water storage variation and rainfall

3 討論

3.1 不同土壤類型土壤水分時空變化特征

研究表明，在干旱半干旱荒漠地區降雨是土壤水分變化的主要控制因素，土壤水分隨降雨呈現出明顯的季節性變化特征［18,35］。通過連續3 a 對寧夏荒漠草原的土壤水分進行動態監測與分析，發現灰鈣土和風沙土的土壤水分也隨降雨呈現出明顯的季節性變化特征，2017年和2019年土壤水分年內變化大致表現為：春季缺墑（5 月）、夏秋季增失墑交替（6—10 月），與陳洪松等［36］研究的黃土高原地區荒草地與裸地土壤水分特征一致；2018 年春季增墑（5月）、夏秋季穩墑（6—10 月），與張敏等［37］研究的黃土丘陵地區不同土壤水分的變化特征不一致，這是由于2018年降雨主要集中在春季，夏秋兩季嚴重干旱導致的。在年內各月份降雨量較多的2017 年和2019 年，土壤水分在降雨結束后的一定時間內達到峰值，同時又會受蒸發作用等因素而不斷被消耗，土壤水分隨不同等級的降雨呈現出月際間干濕交替的變化規律，與陳曉瑩等［38］研究結果一致。2017年7月太陽輻射強，土壤水分蒸發加劇，土壤含水量在該月份最低，10 月氣溫逐漸降低，植物蒸騰減少，水分蒸發強度減小，導致該月份土壤含水量最高；2018年5月降雨多，土壤含水量最高，夏秋嚴重干旱導致土壤水分波動小，水分連續性強；2019年8月氣溫高、水分蒸發強烈，但降雨量大，故土壤含水量高，而5月降雨少且土壤水分蒸發增加，導致土壤含水量最低。

在寧夏荒漠草原地區，灰鈣土在風蝕作用下逐漸沙化為風沙土，土壤物理性質的改變會影響土壤水分的空間分布［39］。其中，灰鈣土結構緊實，黏粉粒、CaCO3含量高，非毛管孔隙度低［23］，使得水分入滲深度淺，土壤水分主要分布在10～40 cm，在大降雨事件下水分最大入滲深度可達60 cm，適合于耐旱的淺根系植物生長；風沙土結構松散，砂粒含量高，土粒間孔隙大［23］，滲透性較高，使得水分更易入滲，土壤深層更易得到水分補充，土壤水分主要分布在20～100 cm，最大水分入滲深度超過100 cm，適合于深根系、耗水量較大的灌木生長。此外，由于土壤表層與外界大氣交換過程強烈，受氣候的影響較大，在降雨后表層土壤含水量迅速增加，同時由于蒸發強烈，土壤水分又迅速降低，所以2種土壤在0～20 cm 表層土壤水分波動大，但隨著深度增加土壤水分波動減小。對于不同大小斑塊而言，面積越大的斑塊越有利于土壤水分聚集，土壤水分越高，但在寧夏荒漠草原地區降雨大部分以單次的小降雨事件為主，所以聚集效應不是很明顯，導致大、中、小斑塊內部灰鈣土之間水分差異不顯著；但當降水量較大時，大斑塊入滲較慢，形成徑流對外部風沙土的水分補給明顯，因而大斑塊外部風沙土水分顯著高于中、小斑塊，所以在預防灰鈣土沙化時也需要重點注意大斑塊外圍風沙土的土壤水分高的特性而針對性采取固沙保墑措施，如可通過壓砂等［40］方法減少土壤表層的水分蒸發。

3.2 不同土壤類型土壤儲水量與降雨量關系

沈菊等［41］研究表明，降雨過程中氣溫越高，植物蒸騰和地表蒸發的水分越多，氣溫與土壤含水量呈負相關關系。研究區在夏秋季的高溫作用下土壤水分蒸發明顯，因此，需要在夏秋季有足夠的降雨才能對土壤水分進行有效補充。對于2017 年和2019 年而言，降雨主要發生在夏秋季，夏秋季降雨量占比分別為全年降雨量的92.4%，年內土壤儲水量大多表現為積累型；但對于2018 年而言，降雨主要集中在春季，春季降雨量占比為全年降雨量的76.2%，年內土壤儲水量表現為消耗型。因此，研究區在夏秋季連續大降雨下有利于全年儲水量的補給，在經過冬季凍結以及春季凍融后，可作為來年生長季初土壤水分的基礎。

研究表明，降雨是影響干旱地區土壤水分消漲的關鍵因素［42-43］。王濤［44］在黃土高原旱地雨養農業生產中，發現降水是對土壤蓄水量影響最大的因素，其對土壤蓄水量的貢獻度在70%左右。通過對土壤儲水變化量與降雨量的擬合關系分析發現，灰鈣土擬合直線斜率大于風沙土，表明風沙土土壤儲水量受降雨影響更大，在有效降雨時可獲得更多的水分儲存，但同時也更易在干旱少雨時丟失儲存的土壤水分，此結論印證了風沙土變異程度更大這一結果，這是由于風沙土相對于灰鈣土具有更大的孔隙度，水分滲透率相對較高［45］。由于土壤水分會受到土壤蒸發、徑流損失、水分滲漏、植物吸收和蒸騰等因素而消耗，因此，研究區內降雨量需達到16 mm以上，土壤儲水量才會有所增加。類似的，常昌明等［46］通過分析內蒙古蘇尼特荒漠草原土壤水分對降雨的響應發現，I～Ⅱ級小降雨事件對土壤水分的補給作用十分微弱，而Ⅳ～V級大降雨對土壤水分補給效果顯著。隨著研究區降雨量的不斷累積，斑塊內外的土壤儲水量均會不同程度的增加，其中，對于Ⅰ～Ⅳ降雨條件下，灰鈣土能獲得更大的土壤儲水量，這是由于灰鈣土的保墑能力更強，能夠將降水有效儲存起來。而當降雨量增至V 級時，孔隙度大的風沙土則能通過水分的快速入滲，將水分儲存在深層土壤中。土壤性質的不同，會使得該地區對降雨的水分存儲能力產生差異。對于土壤結構致密的灰鈣土，其透水性能差，在減少土壤水分蒸發的同時也阻礙了降水的入滲，入滲效果弱于風沙土。對于土壤結構松散的風沙土，其透水性能好，在增強土壤水分入滲的同時也加快了降水的蒸發，保墑效果弱于灰鈣土。因此，對于連續降雨或大降雨，風沙土更利于土壤水分的存儲；而對于間歇性降雨或小降雨，灰鈣土更利于土壤水分的存儲，但降雨間歇時間過長或雨量過少，則可能出現一定時間內的水分蒸發量大于入滲量，導致土壤儲水量較降雨前下降的情況［32］。

4 結論

（1）土壤年平均含水量為：2017 年＞2019 年＞2018 年，2017 年秋季土壤含水量大于春夏兩季，在10月最高，7月最低；2018年春季土壤含水量大于夏秋兩季，在5月最高；2019年夏季土壤含水量大于春秋兩季，在8 月最高，5 月最低。降雨分配是決定土壤年平均含水量的關鍵因子，全年降雨量最多的2018 年，土壤年平均含水量反而最低。土壤含水量的季節變化取決于當季降雨量、氣溫和蒸發蒸騰的綜合作用。

（2）灰鈣土含水量主要集中于10～40 cm 土層，而風沙土含水量主要集中于20～100 cm土層。在0～20 cm 土層，灰鈣土含水量大于風沙土；20～80 cm 土層，風沙土含水量大于灰鈣土。且2 種土壤類型的土壤含水量在表層波動劇烈，深層波動趨于平緩。

（3）土壤儲水變化量與降雨量呈一次線性關系，且風沙土儲水量受降雨影響大于灰鈣土。當降雨量＞16 mm 時，2 種土壤類型水分開始積累；16～25 mm 時，灰鈣土儲水量高于風沙土；＞25 mm 時，風沙土儲水量高于灰鈣土。