在中国西北干旱区，生态系统结构脆弱，地表植被覆盖度低，土壤基质贫瘠，水分成为维系生态稳定的关键限制性因子^［1］。该区域土壤水分耗散以蒸发为主导，尤其在缺乏植被保护的裸土区，裸土蒸发构成区域蒸散的重要组成部分，是导致土壤储水持续减少的关键过程^［2］。极端降水事件作为干旱区降水格局中的突变因素，具有强度大、历时短、发生概率低但破坏性强的特点^［3］，这类事件极易引发地表径流的急剧产生与土壤表层结构的改变，进而显著影响土壤水分的再分布与热量传输过程^［4］。极端强降水在短时间内下渗至浅层土壤，可能引起土壤结皮形成，反而抑制水分进一步入渗，加剧地表蒸发与土壤盐渍化风险；同时，由于干旱区土壤持水能力有限，未能及时入渗的降水多以地表径流形式损失，无法有效补充深层土壤水，从而削弱了降水的实际生态效用^［5］。因此，探究极端降水事件下土壤水热耦合传输机制及其对蒸发过程的调控作用，为极端气候情境下的生态修复与水资源高效利用提供关键科学依据，尤其在提升植被恢复成效、优化雨水资源化利用途径方面具有重要的实践价值。

学者对干旱区土壤水热传输机制展开了大量研究，其运动规律主要受水头和温度梯度驱动。马稚桐等^［6］发现变饱和带中水热迁移受水头与温度梯度共同驱动，且运动方式受地下水埋深条件影响。Du等^［7］进一步指出在沙漠浅层（0~25 cm）土壤中，温度梯度是水汽运移的主要驱动力。Scanlon等^［8］与Xiang等^［9］的研究则分别从观测与模拟角度证实，在干旱区非等温条件下，水汽通量对包气带水热分布具有关键作用。在降水对土壤水运移的影响方面，Lu等^［10］通过原位观测试验阐明了降水对干旱区液态水运移的影响机制。马兵等^［11］进一步指出中雨以上强度可显著影响10 cm以下土层的水分动态。然而，上述研究多聚焦于常态降水过程，未系统区分突发型与持续型极端降水对水热耦合系统的差异影响。在干旱地区的水热耦合系统中，蒸发作为连接水循环和能量循环的关键环节，其过程受上述机制的影响。Huang等^［12］分析了干旱区降水前后液态水及气态水通量的变化，揭示蒸发过程对降水响应的复杂性。曾亦键等^［13］利用沙坑试验观测结果验证了Hydrus-1D模型在干旱地区的适用性，分析了浅层40 cm包气带内液态水及气态水的昼夜运移模式。Liu等^［14］虽分析了干旱区土壤中水热传输与昼夜蒸发中温度梯度的反向特征，但其研究并未专门针对极端降水情形，也未探讨深层土壤对地表温度波动的缓冲作用及其对蒸发过程的影响。因此，为弥补现有研究在极端降水与深层土壤水热响应方面的不足，本研究拟系统分析不同极端降水条件下，包括40 cm以下深层在内的土壤水热耦合运移机制，以揭示极端降水影响下深层土壤的热缓冲效应对蒸发过程的作用机理。

武威地处中国西北干旱区，是青藏高原生态屏障和北方防沙带的关键区域，也是西北草原荒漠化防治的核心区^［15］，独特的地理位置与脆弱的生态环境使其对气候变化响应尤为敏感。作为石羊河流域的核心区域，武威的水分循环过程直接关系下游民勤绿洲的存续与区域生态安全^［16］。在全球气候变暖背景下，极端降水事件频发加剧了该地区土壤水热运移过程的复杂性，导致土壤水分快速耗散与生态用水短缺等问题日益严峻^［17］，目前对极端降水引发的水文突变机制仍缺乏系统认识。以往关于武威地区土壤水热过程的研究多聚焦于常规气象条件下的水分平衡分析，受观测站点稀疏和监测深度限制，难以准确捕捉极端降水驱动下水热通量的动态响应过程。因此，有必要采用能够耦合液态水运移与热量传输的数值模型，定量揭示极端降水条件下土壤水热运移的内在机制。Hydrus-1D能够精确模拟非等温条件下基质势与温度梯度的驱动作用，已有大量研究验证其在模拟干旱区降水入渗过程中水热耦合传输方面的适用性，该模型还可有效识别不同深度土壤水热通量的昼夜分异规律，为揭示前期土壤湿度与降水特征对水分再分配的影响机制提供方法支持。

基于此，本研究在武威九墩水文试验场开展试验，基于Hydrus-1D水热耦合模型，系统解析不同极端降水模式下干旱区裸地土壤水热传输的响应过程。重点探究以下关键问题：①前期土壤湿度对极端降水入渗效率的调控路径；②温度梯度与基质势梯度对蒸发昼夜分异的驱动机制；③土壤深度阈值对水分热耗散的抑制效应。

研究区位于河西走廊东端的民勤县（38°03′45″—39°27′37″N、101°49′41″—104°12′10″E），地处内蒙古阿拉善高原与黄土高原的交会地带，北邻巴丹吉林和腾格里两大沙漠，属于典型的内陆干旱沙漠区^［18］（图1）。甘肃省九墩水文试验场位于武威市民勤县蔡旗镇石羊河湿地公园内，占地面积2 365 m²，地势平坦，地表植被覆盖度低于35%。该地区多年平均气温8.8 ℃，年均降水66 d，多年平均降水量113.2 mm，多年平均蒸发量高达2 676 mm，干燥度指数为23.7（AI=PET/P），年内降水分布极不均衡，极端降水集中在8—9月。生态环境脆弱，应对极端气候事件的先天条件不足。

采用钻孔法收集不同深度的土壤样品，通过实验室测得物理性质（表1）。根据美国农业部的土壤分类标准，土壤类型为壤土。采用AIM-TDR土壤水分传感器和数字温度传感器监测80 cm内土壤的水分和温度变化，将土壤剖面划分为4个观测层，分别在10、20、40、80 cm剖面处安装土壤水分和温度传感器，监测不同深度的土壤体积含水率和温度，监测数据每1小时记录一次。采用JLC-QX1高精度自动气象仪对大气温度、相对湿度、风向、风速、雨量、气压、太阳辐射、土壤温度、土壤湿度、能见度等气象要素进行全天候现场监测，监测数据每10 min记录一次。DEM数据来源于国家基础地理信息中心（https：//www.ngcc.cn/），分辨率为30 m。

对于一维垂直土壤液态水和水蒸气的流动，使用修正后的Richard’s方程表示

式中：θ为总液态水体积含水率和气态水体积含水率（cm³·cm^-3）；t为时间（h）；z为空间坐标（cm）；h为压力水头（cm）；T为温度（K）；Klh和Kvh分别为液态水等温导水系数和气态水等温导水系数（cm·h^-1）；KlT和KvT分别为液态水热导水系数和气态水热导水系数（cm²·h^-1·k^-1）；S为根系吸水速率的汇项（h^-1），本研究区为裸地，S=0。

选择Hydrus-1D中的van Genuchten模型，并根据土壤质地利用Rosetta模块中的神经网络算法估计土壤水力特性，通过Hydrus-1D inverse模块中的elevenberg-marquardt算法对参数进行优化，得到模拟效果更好的土壤水力参数（表2）。

土壤热传输控制方程为

式中：C_P、Cv和Cw分别为湿土、液态水和水蒸气体积热容（J·cm^-3·K^-1）；L0为液态水汽化潜热（J·cm^-3）；ql和qv分别为液态水和水蒸气通量密度（cm·h^-1）；λ为土壤导热率（J·cm^-1·h^-1·K^-1）；b1、b2、b3为经验参数。使用Nash-Sutcliffe效率系数NSE、均方根误差RMSE作为模拟效果评价指标。

式中：Mi为i时刻的实测值；M¯为i时刻实测平均值；Pi为i时刻的模拟值；n为观测个数。

本研究属于干旱区一维垂直水流运动，不考虑侧向和地表径流。初始条件为8月20日不同深度的土壤体积含水率和土壤温度实测值，土壤剖面深度为80 cm，节点步长为1 cm，时间步长为1 h，分为4层，分别在10、20、40、80 cm进行实测值和模拟值比较验证。上边界条件由于降水和蒸发的影响，采用大气边界；地下水位在23 m左右，土壤剖面底部远高于地下水位，考虑自由排水为下边界条件。热传输中，实际测量的10 cm地表温度和底部80 cm温度作为上下边界条件。潜在蒸发量受土壤水分传输和上边界条件影响。

式中：ρvs为地表水汽密度（g·cm^-3）；ρva为大气密度（g·cm^-3）；γv土壤水汽的空气动力阻力（h·cm^-1）；γs为地表阻力（h·cm^-1）。

本研究依据《甘肃省气象灾害应急预案》中关于干旱区（河西地区）极端降水的界定标准，将12 h降水量≥15 mm或24 h≥30 mm定义为极端降水事件。对2024年武威市民勤县极端气象事件进行分析，研究区极端降水情况，第1次极端降水发生在8月24日22:00至8月25日00:00，4 h降水量为21.6 mm，第2次极端降水发生在9月3日，12 h之内降水达到了26.3 mm，两次降水都符合极端降水标准。

为深入探究该地区极端降水下土壤水热耦合运移规律及其对昼夜蒸发的影响，本研究选取两次短期极端事件和不受降水影响的干旱土壤作为基准期，并构建3类特征情景：A类（极端降水前后3日无雨期），B类（伴随持续降水期），C类（连续7日无降水为基准期，表3）。

本研究基于2023年4月1日至6月15日的0~80 cm多层次土壤水热观测数据，对模型进行参数率定（图2），基于2024年8月20日至10月31日的0~80 cm多层次土壤水热观测数据，对模型进行验证（图3）。土壤体积含水率（SWC）模拟的均方根误差（RMSE）为0.0068，Nash-Sutcliffe 效率系数（NSE）为0.7510，温度模拟误差均低于1.5 ℃。分层结果表明，温度模拟各层误差满足农业气象模型精度要求（ISO 10360-2）。研究证实模型能够模拟水热运移机制，以及极端降水事件下的水热耦合过程。尽管浅层SWC受环境扰动存在轻微偏差，第1层RMSE为0.7314，NSE为0.0083；第2层RMSE为0.6972，NSE为0.0081，整体误差处于可接受范围内，验证了模型在水热运移模拟中的可靠性与适用性。

研究发现不同深度土壤体积含水率（SWC）在降水后发生变化，特别是极端降水产生的变化更为显著（图4）。10 cm浅层SWC对极端降水响应敏感，呈现骤升-骤降的特征，8月24日产生突发型极端降水，SWC在48 h内，由0.1 cm³·cm^-3上升至0.25 cm³·cm^-3又降至0.15 cm³·cm^-3；9月3日发生持续型极端降水，SWC由0.275 cm³·cm^-3降至0.2 cm³·cm^-3后缓降，说明极端降水对10 cm深度（浅层）土壤的补水作用非常直接且迅速，受蒸发影响，降水结束后，浅层土壤含水量下降也相对较快。由于20 cm受浅层蒸发影响，持续向浅层蒸发耗水，导致该层无降水时SWC显著低于其他层，且含水层的非均质性产生的优先流通道，使极端降水发生时10~20 cm深度的SWC骤升。10月3日前后有明显降水，雨水下渗会快速补充20 cm深度的土壤水分，导致其含水率短时间上升；但降水结束后，土壤水会通过蒸发、下渗等方式流失，含水率又快速下降，形成上升-下降的震荡趋势。大于40 cm的深层土壤，由于水分渗透系数的限制和运移的滞后效应，即使发生极端降水，SWC也未观测到显著波动，表明该层土壤水分动态受极端降水事件的直接影响较小。

土壤基质势及其梯度在不同情景下呈现不同的分布特征（图5，图6）。在干旱期，土壤整体呈现持续干燥状态，土壤基质势随干旱加剧逐渐降低（图5C）。在10 cm深度处，基质势由-653.07 cm降至-764.17 cm，表明浅层土壤水分持续减少。随深度增加，基质势绝对值进一步上升，反映出无降水条件下土壤水分持续损失，干旱由浅层向深层扩展。基质势梯度自地表向下递增，10 cm处最低（-76.42 cm·cm⁻¹），形成水分向上运移的驱动力；20~45 cm深度梯度为正，驱动水分向下运移；45 cm以下梯度为负（图6）。梯度变化反映出土壤水分在垂直方向上耗散不均，干旱发展速率存在层次差异。此外，20 cm与45 cm附近出现的零梯度面逐渐下移，表明土壤水分平衡位置随干旱发展向深层推移，表明干旱地区无降水时土壤水分的典型消耗机制。

在突发型极端降水条件下，土壤水分动态呈现显著的垂直分异（图5A）：浅层（10 cm）土壤因高饱和导水率，基质势骤升，由-709.63 cm上升至-4.71 cm，零梯度面上移（图6A），标志着水分平衡向表层迁移，响应迅速；而深层（80 cm）土壤因饱和导水率骤降，水分运移缓慢，基质势变化幅度小且明显滞后，由-480.06 cm上升至-409.61 cm，表明土壤水分下渗对极端降水具有延迟响应效应。

与突发型极端降水相比，持续型极端降水因前期存在日常降水，其对土壤基质势的影响显著不同（图5B）：前期降水缓冲了浅层（10 cm）土壤基质势的骤变幅度，同时为深层（80 cm）土壤提供了更充足的水分，导致其基质势绝对值更低、含水率更高，并引发了零梯度面更大幅度的上移（图6B）。该研究表明前期降水对深层土壤的水分状况与动态具有显著影响。

土壤温度的时空分布（图7）表明：受气温影响，0~10 cm浅层土壤温度日变化显著，深层土壤温度变化相对较小。在干旱期（图7C），浅层10 cm土壤温度呈周期性变化，其值为2.4~26.1 ℃，而80 cm处土壤温度从20.9 ℃减小到18.9 ℃，变化幅度仅为2 ℃。干旱期深层土壤温度略高于浅层土壤温度，与其他2个时期不一致，产生上述结果的主要原因是随着气温的下降，包气带开始放热，导致浅层土壤温度逐渐下降^［19］。随深度的增加土壤温度升高，使剖面上产生两个零梯度面（图8）：第一个是发散面，在该平面上方梯度为正，土壤水向上移动，下方梯度为负，土壤水向下移动，由于夜间浅层土壤温度较低，因此该平面主要在夜间出现。第二个是辐合面，主要存在于白天。

突发型极端降水使浅层土壤温度变化幅度明显减小（图7A），前3天无雨，浅层土壤温度变化幅度达到14.1 ℃，温度梯度骤降（图8A），之后又缓慢回升，响应地表温度的升高，在浅层存在负的温度梯度，第4天突发极端降水，浅层（10 cm）温度12 h内由32.1 ℃降低到17.4 ℃，表明极端降水对浅层土壤温度产生显著影响，降水停止之后温度开始上升且呈周期性变化。

持续型极端降水时期，降水开始，土壤温度呈逐渐下降趋势（图7B），第4天产生极端降水，温度下降幅度变大，温度由26.8 ℃下降至10.2 ℃，表明不同时期的土壤温度分布也明显受到气温季节变化的影响^［20］。不论有无降水，随着土壤深度的增加，温度梯度迅速减小（图8B），在40 cm深度以下通常小于0.075 ℃·cm^-1，导致液体和蒸汽流动的驱动力降低。

极端降水对昼夜蒸发的影响以突发型极端降水为例，昼夜蒸发量的研究可以分为降水前和降水后进行比较。极端降水前后不同深度土壤体积含水率与蒸发量的相关关系（表4）显示：降水前浅层（10 cm）土壤体积含水率与蒸发量的相关系数为0.67，呈极显著正相关，基质势梯度和温度梯度共同驱动水分蒸发，土壤水含量较少；大于40 cm的深层土壤体积含水率较高，但因温度梯度和基质势梯度较低，无法驱动水分向上运移，土壤体积含水率与蒸发量呈弱负相关。极端降水使0~10 cm浅层土壤水迅速饱和，但温度降低，与蒸发量的相关性减弱，而10~40 cm深度因水分快速下渗出现负相关，极端降水改变了基质势梯度方向导致水分下移，抑制蒸发。之后无降水发生，温度升高，表层逐渐干燥，毛细作用补充蒸发需求，降水后第3天，土壤深度大于40 cm，土壤体积含水率与蒸发量的相关系数为0.43，显著相关，深层水分通过基质势梯度缓慢上移，形成滞后补给效应。

降水后5天内的昼夜蒸发量动态显示：白天蒸发量显著高于夜间（图9A），白天箱体整体位置和中位数显著高于夜晚（图9B），表明昼夜蒸发量差异显著，白天蒸发更强。根据昼夜蒸发量累计值，降水后24 h，受温度骤降影响，昼夜蒸发量差异相对较小，白天仅比夜间高25.54%。此时地表及空气湿度较高，导致蒸发相对均衡，波动幅度也较小。第2天昼夜差异变化最为显著，白天蒸发量大幅上升且波动剧烈，白天比夜间高46.26%，并出现异常高值点，15:00达5.5 mm·h^-1，这主要源于温度升高和太阳辐射增强，加速了水分蒸发。夜间蒸发量虽有所增加，但增幅远小于白天。第3天和第4天随着地表逐渐干燥、空气湿度降低，蒸发驱动力减弱，白天蒸发量整体呈下降趋势，波动幅度也逐渐减小。夜间蒸发量则相对平稳，未出现大幅波动。但白天蒸发量仍明显高于夜间，分别高出34.58%和39.18%。第5天，白天蒸发量相较于夜间反而有所增加，白天比夜间高40.74%。这一现象与深层土壤水分（40~80 cm）的峰值响应密切相关。如图4所示，深层土壤体积含水率在降水结束约72 h后才达到峰值，相较于降水峰值滞后约3 d。这一滞后补给过程，在第5天为蒸发提供了持续的水分来源，维持了较高的白天蒸发强度。

这种蒸发动态受表层即时气象条件与深层水分渗透滞后的共同影响，零梯度面的昼夜迁移与温度-基质势耦合作用共同调控蒸发。夜间浅层温度下降至2.4 ℃，发散零梯度面促进水汽扩散，维持蒸发连续性；白天温度升高至26.1 ℃，辐合面则通过抑制液态水上升削弱蒸发效率。40 cm深度以下，温度梯度与基质势梯度衰减导致驱动力骤降，使该层成为蒸发水分供给分界面，仅当水分渗透突破此界面，在热缓冲效应下，温度波动小于2 ℃通过延缓水分耗散支持滞后蒸发，土壤体积含水率与蒸发量呈显著正相关。

本研究揭示降水模式（强度、持续时间和关键的前期条件）通过调控土壤基质势和温度梯度的时空分布，影响水分入渗-蒸发平衡及深层渗透过程。在突发型极端降水过程中，浅层土壤（10 cm）基质势响应剧烈，从-764.17 cm骤升至-4.71 cm，土壤水分可以到达80 cm深层土壤，导致基质势发生改变，80 cm处升高70.45 cm，且降水后温度升高，强烈的蒸发作用迅速耗散浅层水分，地表基质势快速降至干旱状态。相反，持续型极端降水虽然持续时间长，但降水前期形成有效湿润层，初始土壤含水率较高，相比突发型极端降水土壤没那么干燥，基质势比突发型极端降水高97.9 cm，且持续、相对温和的降水强度使得水分有充足的时间在土壤剖面中更均匀地重新分布。所以持续型极端降水到达80 cm深度的水分输入速率相对平缓，导致该深度基质势的上升（负值减小）幅度较小且变化更平缓，80 cm处基质势升高37.86 cm，并在后续连续降水维持下缓慢释放，末期仍保持在相对湿润状态，基质势为-89.87 cm。前期土壤水分条件通过引发土壤水分滞后效应，动态调控非饱和导水率，决定了极端降水的入渗效率和深度^［21］。这与马兵等^［11］关于暴雨入渗规律与初始含水率有关的研究结论一致，但本研究进一步量化了其影响强度，并揭示了土壤水分运移并非单一梯度驱动，而是受温度梯度与基质势梯度的协同动态调控^［22］。

干旱期地表高温主导蒸汽流向上运移^［23］，40 cm以上通量密度为正值，形成水分蒸发供给分界面^［24-25］，Lu等^［10］也发现这一临界值，但深度不同，可能与研究区气象条件和土壤质地等因素有关。而在持续型极端降水期间，快速建立的强基质势梯度成功逆转了水流方向，形成下渗主导模式，说明极端降水对浅层土壤水热影响更大，这一水热耦合过程与李乃玉等^［26］发现浅层土壤水热过程对气象要素变化更敏感一致。值得注意的是，持续型极端降水情景中，持续降水形成的液态水与蒸汽流动态平衡状态，能够在浅层维持一个弱基质势梯度区域，这种状态显著削弱了驱动水分向上运移（蒸发）的水势驱动力，从而有效延缓了蒸发导致的水分损失^［27］。这为干旱区观测到的从短时强降水到长期水分保持现象提供了机制解释。

研究表明土壤深度对水热再分配存在显著阈值效应。当水分渗透40 cm深度以下时，深层土壤温度波动幅度<2 ℃（图7），能有效缓冲地表温度剧烈变化带来的热耗散。而浅层渗透仅通过地表冷却（12 h降温12.5 ℃）短暂抑制蒸发，未能改变深层热力学状态。因此，40 cm深度构成了干旱区土壤水分得以有效保存的关键物理和热力学阈值，即热缓冲层。该深度的识别及其热缓冲特性的阐明，深化了对土壤水分存续机制的理解，强调了水分渗透达到特定热稳定层对延长有效水存留的核心意义。

土壤蒸发过程的昼夜分异本质上是近地表水热耦合传输的结果，由温度梯度与基质势梯度共同驱动^［28］。

日间强烈的太阳辐射使地表温度急剧升高，突发型极端降水后达35.6 ℃，在0~10 cm浅层土壤中形成显著的负温度梯度，干旱期高达26.1 ℃·m⁻¹，该温度梯度驱动液态水向下运移，与基质势梯度驱动的向上毛细流形成拮抗。当温度梯度主导时，浅层形成辐合型零通量面，显著抑制了液态水向地表的输送。Du等^［7］也发现零通量面使温度梯度发生逆转，土壤水运移方向改变。夜间地表冷却，干旱期最低至2.4 ℃，温度随深度增加而降低，导致浅层温度梯度方向改变，形成正向温度梯度和发散型零梯度面。此时，温度梯度与基质势梯度协同作用促进水分向地表运移，突发型极端降水基质势梯度-76.42 cm·cm⁻¹，强烈的负基质势梯度维持毛细上升力，而正向温度梯度则促进水汽扩散，这与Shokri等^［29］和Li等^［30］发现蒸发受多物理场协同控制的理论一致。然而，本研究表明这种协同效应在夜间表现得尤为显著，其驱动水分向上运移的通量甚至可能超过白天。

这种昼夜分异机制，特别是夜间的协同增强效应，对极端降水后深层水分（>40 cm）的再分配起重要作用^［31］。突发型极端降水后第3天，40 cm深处的基质势梯度已大幅衰减（-12.3 cm·cm⁻¹），但夜间微弱的正向温度梯度（5 ℃·m⁻¹） 仍然能驱动该层水分向上运移^［32］。因此，水热耦合驱动的零梯度面昼夜迁移及其伴随的驱动力方向转换，不仅是浅层蒸发昼夜分异的根源，更是夜间水热协同过程在维持蒸发及调控深层土壤水资源可利用性中的关键作用。

本文通过Hydrus-1d模型建立了土壤水热对极端气候的响应机制，特别是就西北干旱区极端降水对土壤水热的影响进行分析。但是由于干旱区复杂的地质条件和极端气候的突发性，模型无法揭示其具体的物理机制，同时，模型参数大多依靠经验设置，具有一定的主观性，同时受数据获取精度的影响，导致模拟结果与实测值有一定差异。本文通过Hydrus-1d模型模拟土壤含水量，在极端降水过程中，表层（0~20 cm）土壤含水量的变化尤为剧烈，模型结果与实测值偏差较大。这很可能是因为模型固有的系统误差，使其难以准确捕捉此类突发性事件所引发的土壤水分突变现象。因此，为了更准确地揭示干旱区土壤水热传输的内在物理机制，未来研究应结合遥感反演、原位观测等多源数据，采用参数优化算法减少主观设定带来的不确定性；引入植被-土壤耦合模型，系统考虑植被对水分运移的影响，并加强水-热-汽多场耦合过程的数值模拟，以更真实地模拟极端降水条件下土壤水热的动态响应；改进模型对优先流、土壤裂隙等关键过程的模拟能力，提升对突发性强降水所引发表层水分快速变化的模拟精度。通过上述针对性改进，更准确地揭示干旱区土壤水热传输的内在物理机制，增强模型在极端气候条件下的适用性与预测能力。

本研究为了更好地了解干旱区极端降水条件下土壤水热运移及其对昼夜蒸发的影响，选择原位观测点，采用现场观测、野外和室内试验及数值模拟相结合的方法。在观测数据的基础上，使用Hydrus-1D软件建立了水热耦合模型，利用现场观测数据验证了模型的准确性，主要得出以下结论：在基质势梯度和温度梯度的共同驱动下，土壤水发生运移。相比一般降水，极端降水对土壤水运移的影响更为显著。其中，突发型极端降水在浅层（0~20 cm）引起的响应更为迅速剧烈，而持续型极端降水则对深层（>40 cm）土壤水的影响更为显著。温度梯度与基质势梯度的耦合作用驱动水分运移，使昼夜蒸发产生差异。白天辐合面抑制液态水上升，而夜间发散面协同温度梯度（如干旱期基质势梯度夜间-76.42 cm·cm⁻¹）增强水汽扩散，导致蒸发效率呈现昼高夜低向夜间滞后的动态转换。40 cm以下土壤温度梯度小于0.075 ℃·cm⁻¹且温度波动小于2 ℃，驱动力降低，形成蒸发供给分界面。当水分突破此界面，其热缓冲效应可延缓水分耗散，滞后蒸发，而浅层渗透通过极端降水使地表12 h降温12.5 ℃，短暂抑制蒸发，但无法改变深层热力学状态。