南方紅壤丘陵區樟樹林土壤水分動態變化

戴軍杰, 章新平,2, 呂殿青, 羅紫東, 賀新光,2

(1.湖南師范大學 資源與環境科學學院, 長沙 410081;2.湖南師范大學 地理空間大數據挖掘與應用湖南省重點實驗室, 長沙 410081)

土壤水是聯系大氣水、地表水、地下水和植物水的紐帶，在不同水體間的轉換和物質運輸中扮演著重要的角色。土壤水分調控著地—氣相互作用過程，是土壤—植物—大氣連續體水分和能量交換的重要影響因子，可作為影響區域水循環的關鍵一環[1]。對于傳統農業而言，土壤水分是影響作物種植分布與生長以及農田生產力高低的重要因素；從生態系統的角度，土壤水分為植被提供可蒸散水分，控制著生態系統的結構、功能與多樣性[2]。因此，對土壤水分動態的研究至關重要[3]。

許多研究認為林地土壤水分存在季節差異，并在不同區域、樹種之間的季節性變化也不一致。王曉燕等[4]將南方紅壤坡地土壤水分的季節變化分為相對穩定期(3—6月)、消耗期(7—10月)和補給期(11月—次年2月)；王晶等[5]把黃土丘陵區林地土壤水分的季節變化分為恢復期(5—7月)、消耗期(8月)和補充期(9—10月)；黃志剛等[6]認為南方紅壤丘陵區杜仲人工林土壤水分的季節變化分為積累期(11月—次年3月)和消耗期(4—10月)。受坡向坡位、降水下滲、土壤性質和蒸散發等影響，林地土壤水分表現出顯著垂直分異，主要有增長型[3-4]、“S”型[6]和“雙峰”波動型[7]等。此外，大量研究認為土壤水分動態變化受氣象因子[6]、土壤性質[7]、地形[8]、土地覆被類型[9]等環境要素綜合影響。從某種程度上來說，土壤水分動態變化由補給和消耗決定。對于已確定地形、植被、坡度坡向、土壤性質等背景下的林地，其土壤水分動態主要由降水和蒸散來維持。當前，關于土壤水分對降水響應的研究[2,10-11]也較多，但對土壤水分補給的降水量臨界值及影響因素等研究還有待深入。并且，關于林地蒸散的研究，大多數通過波文比法[12]、樹干液流法[13]、渦動相關法[14]等技術方法實現，而基于土壤水分長期連續的觀測條件下，能否利用簡便的土壤水分平衡法較準確地計算出林地蒸散量？

近年來，研究土壤水分的區域多集中在華北地區[15]、黃土區[5,8,11]、黑土區[16]、西南喀斯特區[17]。盡管當前對紅壤丘陵區土壤水分的研究有些嘗試，但有關土壤水對降水事件的響應機制及基于土壤水分對蒸散量的定量描述等方面的研究有待加強。我國南方紅壤分布廣泛，主要以低山丘陵為主，是發展各種熱帶、亞熱帶經濟作物與林木的重要基地[18]。然而，每年7月至次年2月是南方紅壤丘陵區季節性干旱的易發期，其季節性干旱年發生概率在85%以上，且危害程度自20世紀60年代以來持續增加[19]。樟樹枝葉茂密，四季常青，廣泛分布于南方紅壤丘陵區，常作為城市優良的綠化樹、庭蔭樹，是該區重要的經濟樹種。但是，樟樹耐寒、耐旱性不強，對土壤水分變化尤其是干旱的敏感性強，自身可通過落葉和枯梢機制緩解干旱脅迫[20]，一旦超出耐旱范圍可能導致樹木死亡。本研究基于南方紅壤丘陵區樟樹林地土壤水分與溫度以及氣象資料，分析該區域土壤水分的時空變化，利用土壤水分平衡法計算林地蒸散發并分析其影響因素，探討林地土壤水分對降水事件的響應，以期為南方紅壤丘陵區林地土壤的水文過程定量描述、提高植物水分利用效率，解決地區季節性干旱問題等提供理論依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

試驗區位于湖南省長沙市望城縣八曲河村(28°21′N，112°47′E)。該地屬典型的亞熱帶季風氣候，溫和濕潤，四季分明。多年平均氣溫17.4℃，平均年積溫5 457℃，多年平均降水量1 447 mm，且主要集中在3—6月(約占51.3%)。7—8月受副熱帶高壓控制，雨日少于20 d，易出現干旱。研究區內90%以上樹種為樟樹(Cinnamomumcamphora)，根系分布集中在1 m以內，水平根系尤為發達，樟樹平均年齡為15 a，平均樹高為11 m。其余樹種有馬尾松(Pinusmassoniana)、杉木(Cunninghamialanceolata)、桑樹(Morusalba)等。地面有0.5～1.0 cm的枯枝落葉層，草本植物稀少。試驗場地為低丘紅壤坡面，地勢較為平坦，坡度2°～3°，海拔50 m，地帶性土壤為紅壤，pH值為6.0～7.0，粉粒占70%以上，質地為粉砂質黏壤土。土壤剖面相關物理性質見表1。其中，土壤容重通過環刀法分層測定，每層3個重復。土壤機械組成利用吸管法測定，每層3個重復。孔隙度由土壤容重和土粒密度(取2.65 g/cm3)計算得到。

1.2 測定方法

林地土壤水分和溫度的測定采用云智能管式土壤水分溫度監測儀，即“智熵”(RWET-100)。儀器探頭位于0—100 cm每隔10 cm處，同步監測并記錄不同土層的土壤體積含水量和土壤溫度，精度分別為±2.5%和±0.5 ℃(實驗室環境)，數據間隔為60 min。于樟樹林地選取合適安裝位置，用手持式土壤取樣鉆機(澳大利亞科力SD-1)垂直打孔并埋設土壤水分溫度監測儀。儀器安裝時由工作人員完成現場調試。

氣象因子數據由安裝在林外50 m處的微型自動氣象站(WeatherHawk-232，USA)獲取，與土壤水分溫度同期監測。氣象因子主要包括降水量、太陽輻射、氣溫、相對濕度等，數據采集頻率為30 min。水汽壓虧缺(VPD，kPa)則根據氣溫(Ta，℃)和相對濕度(RH，%)計算得到，其公式如下[21]：

(1)

1.3 數據統計分析

選取2017年3月至2018年2月共365 d林地的土壤水分、溫度及氣象數據為分析對象，均處理成日平均數據(其中，降水量和太陽輻射為日累積量)。

表1 樟樹林地土壤剖面物理性質

土壤蓄水量能很好地反映區域內某一時段一定土層深度范圍內的水分狀況，其動態變化主要受降水和蒸散年內變化的影響。本文出現的某層土壤含水量指土壤體積含水量，土壤溫度均為0—100 cm剖面的平均土壤溫度，土壤蓄水量專指0—100 cm剖面的土壤蓄水量(Ws，mm)，其公式如下：

Ws=h×∑Wi

(2)

式中：h為土層厚度(mm)，本文取100 mm；Wi為第i層土壤體積含水量(%)。

變異系數(Cv，%)可反映不同深度土壤含水量穩定性強弱，其公式如下：

(3)

根據林地各層土壤含水量測定值的Cv和S可以確定土壤含水量的垂直變化：相對穩定層(Cv<10%，S<2)、次活躍層(10%≤Cv<20%，2≤S<3)、活躍層(20%≤Cv<30%，3≤S<4)和速變層(Cv≥30%，S≥4)[3]。當Cv和S不能同時滿足分級要求時，則以Cv為準。

1.4 林地蒸散量的計算

對于本研究區而言，水分收入項僅為降水。林地蒸散量ET(mm)由土壤水分平衡法計算得到，其公式如下：

ET=P-ΔWs

(4)

式中：P為計算時段內的降水量(mm)，為水分收入來源；ΔWs為計算時段的土壤蓄水的變化量(mm)。

運用土壤水分平衡法計算林地蒸散量，首先要保證準確測定剖面土壤含水量，并且植物根系都分布在監測的剖面中，同時在監測的土壤剖面以下不發生水分上下交換。該方法的難點在于水分通量的零通量面的選擇[13]。為避免降水對土壤含水量造成影響，本研究僅計算非降水日的林地蒸散量。試驗場地中樟樹的根系主要集中在1 m深度內，假設1 m剖面以下的土體不再發生水分上下交換，根據實際計算結果來檢驗假設并對此法進行評價。為避免水分零通量面的不確定性，以相鄰時段土壤蓄水量的差值進行分析。因此，某時段內的林地蒸散量ET就等于相鄰時段的土壤蓄水變化量ΔWs。

1.5 降水事件的提取

根據2017年3月至2018年2月降水數據，并結合當地降水實際情況，選擇獨立的降水事件，篩選條件為：降水前后6 h無其他降水事件發生，降水過程無2 h以上間斷。共篩選出51個獨立降水事件，其中濕季(3—6月，降水量年占比為66%)有27個獨立降水事件，降水量變化范圍為3～95 mm，平均值為26 mm；干季(7月—次年2月，降水量年占比為34%)有24個獨立降水事件，降水量變化范圍為4～34 mm，平均值為14 mm。結合已挑選的獨立降水事件，用降水事件發生時土壤蓄水量實際達到的最大值與降水前土壤蓄水量的差值來確定該剖面土壤蓄水增量。同時，通過比較不同層次土壤含水量的變化來確定降水事件發生時水分的最大下滲深度，如某次降水事件發生后，10 cm和20 cm深處的土壤含水量分別增加了5%和3%，而30 cm和30 cm以下深處的土壤含水量不增加或增加1%以內就將該降水事件的最大下滲深度定為20 cm[10]。后文的下滲深度均指土層的最大下滲深度。

2 結果與分析

2.1 土壤水分的季節變化

圖1給出了觀測期間樟樹林地土壤蓄水量、溫度和降水量的逐日變化。從中可知，土壤蓄水量的變化曲線隨溫度和降水量波動表現出有規律的起伏，并具有顯著的季節變化，其主要特征如下：2017年3—6月，土壤蓄水量處于276.20～325.01 mm的高值范圍，平均為305.63 mm，標準差為12.78 mm，變異系數為4.18%，波動較小，在3月達觀測期最高，為319.62 mm；該階段降水集中，降水日數為62 d，占3—6月總日數的50.8%，降水量達到1 095 mm，占年降水量的66.2%；氣溫和土壤溫度的平均值分別為19.4℃，16.6℃。樟樹開始進入生長季，蒸騰量逐漸增大，溫度逐漸升高導致上層土壤蒸發加快，因此土壤耗水量增多，但由于降水豐富，對土壤水分補給充足，土壤蓄水量波動不大，整體上僅隨時間變化表現略微減小。

2017年7—10月，土壤蓄水量為158.68～308.23 mm，平均為192.36 mm，標準差為36.29 mm，變異系數為18.87%，7月在一年中土壤蓄水量波動最大，變異系數達20.06%；該階段降水偏少，降水日數為34 d，占7—10月總日數的27.6%，降水量為339 mm，占年降水量的20.5%；氣溫和土壤溫度的平均值分別為25.5℃，22.9℃，氣溫在7月達一年中最高，為30.1℃，土壤溫度在8月達一年中最高，為24.9℃，較氣溫存在一定滯后。樟樹處于生長旺季，蒸騰量大，持續高溫使得上層土壤蒸發強烈，因此土壤水分消耗過多，另外，降水對土壤水分補給不足，土壤水分脅迫嚴重，出現夏秋伏旱現象。

2017年11月至2018年2月，土壤蓄水量處于159.98～260.57 mm范圍，平均為201.74 mm，標準差為26.12 mm，變異系數為12.95%；該階段降水偏少，降水日數為38 d，占總日數的31.7%，降水量為220 mm，僅占年降水量的13.3%；氣溫和土壤溫度的平均值分別為8.0℃，11.3℃，氣溫在1月達一年中最低，月平均值為3.7℃，土壤溫度在2月達一年中最低，為8.5℃，較氣溫存在一定滯后。樟樹在本階段生長活動減弱，蒸騰量減小，低溫使得土壤蒸發緩慢，因此土壤水分消耗很少，盡管降水對土壤水分補給不多，但土壤蓄水量呈明顯增加趨勢。

以上結果表明，林地土壤蓄水量的季節變化與降水補給、蒸散發消耗的變化有關，但它不完全遵循傳統的四季變化，而是表現出3個較明顯的水分階段，即3—6月，土壤蓄水量處于高值范圍；7—10月，土壤蓄水量急劇減小并達到低值；11月—次年2月，土壤蓄水量有明顯增加的趨勢。該結果與王曉燕[4]、王晶[5]、楊民益[15]等對林地土壤水的研究結果相似。據此，本研究將其定義為土壤水分的豐水期、耗水期和補水期。

該劃分結果不足之處在于忽略了降水、蒸散在年際間的差異可能對結果造成的影響。根據長沙地區1981—2010年的降水數據來看，多年月平均降水量在3—6月、7—10月和11月—次年2月分別占多年平均降水量的51.3%，27.9%和21.8%，多年月累計降水日數在3—6月，7—10月和11月—次年2月分別為63.6 d，39.7 d和46.9 d。盡管這與本研究觀測期降水特征有些差別，但年際間的降水差異不會對土壤水分的季節變化造成太大影響。此外，根據羅紫東等[22]在2013—2015年對長沙地區樟樹蒸騰耗水特征的研究可知，樟樹蒸騰量的季節變化為夏季>春季>秋季>冬季。并且，本研究的樟樹林郁閉度在0.7以上，土壤蒸發可能僅限于表層。因此，該區樟樹林的蒸散在年際間的差異也不大。綜上，本研究綜合林地土壤蓄水量及降水及蒸散發的變化規律來劃分土壤水分的季節變化是可行的。值得注意的是，樟樹林地土壤水分在耗水期表現出大幅下降，尤其以7月、8月份變化最為強烈，出現較嚴重的水分虧缺，這是由當地季節性干旱造成，其他林地樹種也可能面臨類似的土壤水分脅迫。因此，在此階段進行合理灌溉很有必要。

圖1 土壤蓄水量、溫度(土壤溫度和氣溫)和降水量的逐日變化

2.2 土壤水分的垂直分異

2.2.1 不同時間尺度下土壤水分的垂直變化 林地土壤含水量由于受降水下滲、土壤性質、蒸發和植物根系吸水等影響，不僅在季節上分布不均，而且在垂向上也具有顯著差異性。由土壤蓄水量的逐日變化(圖1)可知，2017年3月、7月和2018年1月的土壤蓄水量在一年中分別表現為最大、降幅最快和增幅最大的月份，因此可作為豐水期(3—6月)、耗水期(7—10月)和補水期(11月—次年2月)的典型月份。圖2展示了不同深度的土壤含水量在3月、7月和1月的逐日變化。由圖2A可知，表層土壤含水量介于21.48%～27.26%，變異系數為5.30%，在剖面上波動相對較大；10—20 cm與20—30 cm土壤含水量的變異系數分別為2.13%和0.88%，變化幅度次之；中、下層(30—60 cm和60—100 cm)土壤含水量基本不變化。由圖2B可知，林地在7月僅降水三次(1日、9日、31日)。1日因土壤在豐水期積蓄了較多的水分，且又受暴雨(日降水量為85 mm)的影響，當天剖面各層土壤含水量在28.37%～32.80%的高值范圍。隨后，各層土壤含水量開始下降，隨土層深度增加，土壤含水量下降幅度減小，表層土壤含水量下降幅度最大，變異系數達61.80%。9日林地降水14 mm，僅表層土壤含水量開始增加，達到峰值后下降。10—20 cm土壤含水量在10日也略微上升隨后降低。此后，隨著非降水日數增加，各層土壤含水量開始下降，下降速率與土層深度呈負相關。最終，不同土層土壤含水量的最大值與最小值之差由1日的5.78%增大至30日的20.27%。圖2C表明，盡管1月降水量較少，但土壤水分消耗更少，各層土壤含水量受降水影響變化較大，尤其體現在1月25—28日近27 mm降雪(人工實測)以及隨后雪水融化的過程，土壤剖面水分呈明顯的上升趨勢。

由不同時期土壤含水量的垂向變化(圖3)可知，土壤含水量由淺層至深層表現為增長型，并且穩定性增強，其平均值在豐水期、耗水期和補水期分別介于25.21%～33.34%，11.67%～24.72%和14.49%～24.20%之間，垂向差異由大到小依次為：耗水期>補水期>豐水期。圖3B中各深度土壤含水量的最大值均出現在7月初(因豐水期結束時土壤中儲存大量舊水)，之后進入持續衰減階段，且以0—30 cm土壤含水量變化最顯著。圖3C中土壤含水量的垂向分異不大，但隨時間變異較為明顯，說明土壤進入持續補水階段。

該林地土壤含水量的垂向變化總體特征與王曉燕[4]、張娟[23]等研究結果一致。但也有研究認為林

地土壤水分垂直變化是隨深度增加呈降低—升高—降低趨勢[6]或“雙峰”波動型[7]，這可能與研究的林內樹種、土層深度不同有關。此外，土壤水分的垂向分布也可能受地形、坡位的影響，其分布格局遠較理論復雜，具有高度異質性。

圖2 典型月份不同深度土壤含水量的逐日變化

圖3 不同時期土壤含水量的垂向變化的箱型圖

2.2.2 土壤水分剖面層次劃分 由不同時期、不同深度土壤含水量的統計特征(表2)可知，各時期土壤含水量的變異系數和標準差均隨土層深度增加而減小，穩定性增強。除耗水期0—10 cm與10—20 cm土層和補水期0—10 cm與20—30 cm土層的土壤含水量差異不顯著(p>0.05)外，同一時期不同土層土壤含水量之間均有顯著差異(p<0.05)。除30—60 cm與60—100 cm層均在耗水期和補水期差異不顯著外，同一土層土壤含水量在不同時期差異均顯著。

由表2也可知，林地不同時期各層土壤含水量的Cv都在1%～100%以內，這說明林地土壤含水量在時空上屬于中等變異性[24]。土壤水分剖面的垂直變化具有很好的層次性，可將豐水期各土層劃分為相對穩定層；耗水期0—30 cm土層為速變層，30—100 cm土層為次活躍層；補水期0—30 cm土層為活躍層，30—100 cm土層為次活躍層。林地各層土壤含水量在豐水期均在25%以上，變異系數均小于8%，盡管此階段耗水較多，但由于降水補給土壤水分充足，各層土壤水分含量相對穩定，降低了土壤水分的變異程度[16]；林地上層(0—30 cm)在耗水期和補水期分別表現為速變層和活躍層，中、下層(30—100 cm)在耗水期和補水期均為次活躍層，這說明上層土壤含水量的變化更為活躍，這與上層土壤易受近地面環境因子影響、蒸發強烈以及水分易下滲至深層土壤等有關。

表2 不同時期、不同深度土壤含水量的統計特征

2.3 樟樹林蒸散量的變化特征及影響因素

基于土壤水分平衡法可計算出非降水日的林地蒸散量。如圖4A所示，在選取的4個典型的非降水日(均為連續晴天之一)，樟樹林地蒸散量具有顯著的日變化規律。一般而言，在06：00—09：00，隨著太陽輻射增強和溫度升高，林地蒸散開始增加，但在1月15日，林地蒸散于11：00開始增加，這與當天的日出時間晚、延后的太陽輻射有關。從峰值特征來看，盡管在不同時段間小時蒸散量峰值大小具有顯著差異，但小時蒸散量達到峰值的時間都集中在14：00—16：00。圖4B展示了非降水日林地的蒸散量逐日變化特征。從中可知，非降水日的蒸散量平均值為2.12 mm/d，最大值在7月，可達8.76 mm/d，季節變化表現為耗水期(3.28 mm/d)>豐水期(1.83 mm/d)>補水期(1.0 mm/d)，這與氣象因子的變化緊密聯系。相反，降水日中，空氣相對濕度高(接近100%)，增大了水分擴散阻力，氣溫、太陽輻射和VPD相對較小，日蒸散量相比降水很少，甚至可忽略不計。因此，可認為整個觀測期的蒸散量季節變化為耗水期>豐水期>補水期，這也可作為土壤水分季節變化的劃分依據。

將非降水日的林地蒸散量(ET)與日均氣溫(Ta)、相對濕度(RH)、VPD和太陽輻射(Rs)的相關散布繪于圖4C—F，它們的線性相關關系如下：

ET=0.12Ta-0.11 (r=0.59，n=208)

(5)

ET=-0.02RH+3.15 (r=0.09，n=208)

(6)

ET=2.71VPD-0.20 (r=0.71，n=208)

(7)

ET=0.01Rs+0.30 (r=0.50，n=208)

(8)

非降水日的林地蒸散量與日均氣溫、VPD、太陽輻射的相關系數均在0.5以上，并超過了0.001的信度。結果表明，非降水日的林地蒸散量與各氣象因子之間呈極顯著相關，這與大多數研究結果一致，也間接說明基于土壤水分平衡法計算的林地蒸散量有一定可靠性。在計算過程中，有時會出現林地蒸散量小于0的結果，并且在8—10月土壤蓄水量低值范圍時出現頻數較多，這可能是1 m土層深度以下的土壤水分補充的結果。

相較于波文比法、樹干液流法及渦度相關法等測量方法，基于土壤水分平衡法計算林地蒸散量具有簡單、可操作性強的特點，對于估算作物需水量、提高水分利用效率以及揭示森林生態系統水文循環過程等方面的應用具有重要意義。但它受降水以及前期土壤含水量的影響較大，同時，監測的土壤剖面很難做到不與其下層土壤水分進行交換。另外，要準確計算整個林分蒸散量，單個土壤剖面水分監測樣點是不夠的，必須設置多個監測點均勻分布在林內各處，以避免林地蒸散量的空間異質性造成的影響。

圖4 非降水日的林地蒸散量的時間變化(A為日內變化，B為逐日變化)及非降水日的蒸散量與氣象因子的關系(C-F)

2.4 土壤水分對降水事件的響應

林地土壤水分對降水事件有很好的響應。下滲深度(H)與土壤蓄水增量(ΔWs)對降水量(P)有相同的響應規律(圖5A)。降水入滲到土壤剖面，會引起相應深度土壤含水量的變化，下滲深度越大，土壤蓄水增量也就越大。由林地降水事件大小(指累積降水量)與下滲深度、土壤蓄水增量的關系(圖5B—C)可知，降水量和下滲深度、土壤蓄水增量均呈極顯著正相關，且存在干濕季差異。降水量與下滲深度在濕季、干季的擬合方程分別為：H=0.86P+2.47，ΔWs=7.85e0.07P，能解釋下滲深度的74%和67%。盡管對同一下滲深度，實際降水量之間有些差異，但它們的均值與擬合值接近。該方程能夠揭示出土壤水分對不同降水響應的深度，對土壤水分動態變化研究具有重要作用。降水量與土壤蓄水增量在濕季、干季的擬合方程為：H=0.36P-0.14，ΔWs=3.02e0.08P，均能解釋土壤蓄水增量的74%。在濕季，0—100 cm土壤剖面最大能蓄積36%的降水(根據方程的斜率)；在干季，土壤蓄水增量隨降水量增加呈指數性增加，降水量越多，蓄水能力越強。該方程能定量模擬土壤水分補給，對土壤水分動態變化研究具有重要意義。造成下滲深度和土壤蓄水增量在干濕季差異的原因與土壤水分初始狀態有關。濕季比干季土壤初始含水量大，等量降水條件下，濕季下滲深度和蓄水增量不及干季；而干季比濕季對降水響應更強烈，體現了土壤水分脅迫下對降水的迫切需要，這與陳敏玲[10]、李衛[25]等的研究結果一致。

根據降水量與下滲深度的擬合方程，濕季9 mm、干季3 mm的降水使下滲深度達10 cm，即林地表層土壤含水量開始有變化，這可能與初始含水量越小，土壤入滲率越大有關。其次，在濕季，各層土壤含水量都很大，降水次數多且強度大，土壤上層易形成壤中流或地表徑流，從而使得濕季比干季的土壤蓄水增量和下滲深度都更小。對于林地來說，小降水事件發生后，受林冠層截留和枯枝落葉層吸持的影響，降水很少能被土壤吸收。只有大于某一臨界值的降水可稱作有效降水。陳敏玲等[10]認為大于2 mm的日降水量可視為內蒙古半干旱草原有效降水量。有效降水量不是絕對的，當實際降水量大于有效降水量時，可能不會對土壤水分含量造成影響；此外，降水強度與降水歷時對冠層截留率會產生一定影響，從而改變林地有效降水。

圖5 林地降水事件大小與下滲深度、土壤蓄水增量的特征(A)及關系(B-C)

3 結 論

(1) 樟樹林地土壤水分的季節變化分為豐水期(3—6月)、耗水期(7—10月)和補水期(11月—次年2月)。在豐水期，溫和多雨，土壤蓄水量平均305.63 mm，變異系數4.18%；在耗水期，高溫少雨，土壤蓄水量平均192.36 mm，變異系數18.87%，波動較大；補水期，低溫少雨，土壤蓄水量平均201.74 mm，變異系數12.95%，總體呈上升趨勢。

(2) 土壤體積含水量由淺至深表現為增長型，穩定性增強，且垂向變化具有顯著季節差異。土壤水分剖面分層為：豐水期各土層均為相對穩定層；耗水期0—30 cm土層為速變層，30—100 cm土層為次活躍層；補水期0—30 cm土層為活躍層，30—100 cm土層為次活躍層。

(3) 基于土壤水分平衡法可計算出非降水日的林地蒸散量，觀測期平均值為2.12 mm/d，季節變化表現為耗水期(3.28 mm/d)>豐水期(1.83 mm/d)>補水期(1.0 mm/d)，蒸散量日內變化呈現14：00—16：00達峰值，白天強、夜間弱的特征，日蒸散量與日均氣溫、VPD、太陽輻射均呈極顯著正相關。

(4) 林地土壤水分對降水有較好的響應。下滲深度和蓄水增量在濕季隨降水量增加呈線性增加，而在干季隨降水量增加呈指數性增加。經回歸擬合，濕季9 mm、干季3 mm的降水使下滲深度達10 cm，即表層土壤開始響應。