黃土高原生物結皮斥水性及其沿降水梯度變化特征研究

孫福海 肖 波,2 姚小萌 李勝龍 王國鵬 馬 爽

(1.中國農業(yè)大學土地科學與技術學院， 北京 100193；2.中國農業(yè)大學農業(yè)農村部華北耕地保育重點實驗室， 北京 100193)

0 引言

土壤斥水性是指水分不能或很難濕潤土壤顆粒表面的現(xiàn)象，具體表現(xiàn)為水珠滯留在土壤表面，長時間不能入滲或鋪展，是土壤重要的物理屬性之一[1]。土壤斥水性的存在對水文過程產(chǎn)生重要影響，不僅增加地表徑流和土壤侵蝕[2]、降低土壤的入滲和持水能力[3]，從而導致指狀流的產(chǎn)生和土壤水分分布的不均勻[4]，而且還降低土壤對污染物的過濾能力、抑制種子的發(fā)芽和植物的生長，進而導致地下水污染和作物減產(chǎn)[5]。斥水性的產(chǎn)生和嚴重程度受土壤性質(如含水率、有機質含量、土壤質地和生物膜等)的綜合影響[6-7]。

生物結皮是指生長在土壤表面及以下的藻類、地衣、苔蘚、真菌和細菌等生物同土壤顆粒相互作用形成的復合層[8]。作為一種特殊的土壤表層，生物結皮具有不同于下層土壤的結構和性質，其對土壤物質循環(huán)和斥水性產(chǎn)生極大影響[9]。目前，國內外已有較多關于生物結皮對土壤斥水性影響的研究。FISCHER等[10]研究表明，生物結皮土壤斥水性的變化與結皮中的優(yōu)勢種有關，藻結皮的斥水性隨著生物結皮的發(fā)育而逐漸增加，但隨著結皮演替，蘚類逐漸代替藻類成為優(yōu)勢種，生物結皮土壤的斥水性逐漸降低。張培培等[7]研究發(fā)現(xiàn)，生物結皮提高了土壤的斥水性，且斥水性隨著結皮的演替而逐漸減低。郭成久等[11]認為，蘚結皮的發(fā)育顯著提高了土壤的斥水性，同時蘚結皮的斥水性隨著火燒時間的增加而增加。生物結皮發(fā)育后可通過改變土壤表面對水分的親和性，進而影響土壤斥水性[7]。此外，區(qū)域氣候條件(如降水和溫度)可通過控制有機質的礦化作用、土壤質地、pH值等因素間接導致不同區(qū)域土壤斥水性的差異。

土壤斥水性是影響土壤入滲的重要因素。我國黃土高原地區(qū)土地退化較為嚴重，為有效控制水土流失，黃土高原實施了退耕還林(草)工程，隨著該工程措施的大力推進，生物結皮成為該區(qū)域最具特色的微自然景觀[9]。我國黃土高原由南到北年均降水量和年均溫度逐漸降低，土壤質地逐漸粗化，土壤水分含量、土壤有機碳和土壤團聚體穩(wěn)定性逐漸降低[12-13]。這些變化勢必導致生物結皮的發(fā)育狀況、土壤理化性質和植被恢復在區(qū)域尺度上的變化，進而造成生物結皮土壤斥水性的變化[6]。目前，黃土高原生物結皮土壤斥水性研究主要集中在不同結皮發(fā)育階段和外界干擾等方面[7]，對黃土高原區(qū)域尺度上生物結皮土壤斥水性的變化研究較少，影響因素尚不明晰?；诖耍狙芯酷槍S土高原地區(qū)發(fā)育的生物結皮，沿降水梯度布設一條樣線，采用滴水穿透時間法和微型盤式入滲儀法對比研究生物結皮與無結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)，明確生物結皮和無結皮土壤斥水性沿降水梯度的變化特征，分析結皮特性、土壤理化性質和氣候對生物結皮土壤斥水性的影響，為研究黃土高原生物結皮對土壤水文過程的影響提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 采樣點選擇

基于黃土高原98個氣象站點30年(1981—2010年)降水數(shù)據(jù)，在黃土高原沿降水梯度由南向北進行采樣，共8個采樣區(qū)(圖1，采樣區(qū)1～8從南到北依次為銅川市宜君縣、延安市安塞區(qū)、子長縣史家畔鄉(xiāng)、綏德縣田莊鎮(zhèn)、綏德縣趙家砭村、榆林市小壕兔鄉(xiāng)、鄂爾多斯市伊金霍洛旗、鄂爾多斯市達拉特旗。下同)。年均降水量從南端采樣區(qū)1(銅川市宜君縣)的595 mm下降到北端采樣區(qū)8(鄂爾多斯市達拉特旗)的292 mm。黃土高原的土壤主要是風成黃土，8個采樣區(qū)中從銅川市宜君縣到綏德市趙家砭鄉(xiāng)的土壤類型均為黃綿土，從榆林市小壕兔鄉(xiāng)到鄂爾多斯市達拉特旗的土壤類型均為風沙土。

圖1 采樣區(qū)示意圖Fig.1 Sketch map of sampling sites

2017年7月進行了樣品的野外采集。在每個采樣點采集2種典型地表覆蓋類型(生物結皮和無結皮)的土壤樣品。為了減小土地利用類型對研究的影響，選擇大致相同退耕年限的自然演替草地或林地作為代表采樣點(表1)。采樣時，選取發(fā)育良好且具有代表性的蘚結皮作為研究樣地，并在其周圍選擇無結皮樣地(原狀土)作為對照，每個采樣點的坡度和坡向要相近或一致。

表1 樣線各采樣點基本信息Tab.1 Basic information of each sampling site of transect

1.2 土樣采集與測定

每個樣點用標準環(huán)刀(高5 cm，體積100 cm3)采集生物結皮與無結皮土壤樣品帶回實驗室，自然風干后，用以研究生物結皮和無結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)。

土壤斥水時間(Water drop penetration time)：使用滴水穿透時間法測定斥水時間，用來反映斥水持久性。用標準滴定管將3滴(每滴約0.05 mL)蒸餾水滴到土壤樣品的表面，用秒表記錄水滴完全滲入土壤所需的時間，即為斥水時間，并根據(jù)斥水時間將斥水性分為無斥水性(0～5 s)、輕微斥水性(5～60 s)、強烈斥水性(60～600 s)、嚴重斥水性(600～3 600 s)以及極度斥水性(>3 600 s)5個等級[14]。每個采樣點各5個重復，取平均值，上述過程在室溫(25℃)下進行，下同。

土壤斥水系數(shù)(Repellency index)：采用微型盤式入滲儀法(Mini disk infiltrometer，美國Decagon公司，上部包含兩個室，上部的氣泡室控制虹吸過程，下室的水滲透到土壤中，底部為直徑5 cm不銹鋼多孔圓盤，總高32 cm)測定斥水系數(shù)。將微型盤式入滲儀放置于環(huán)刀樣品上端，保證儀器與樣品表面接觸良好，其后分別測定95%乙醇和純水的入滲過程，并每隔30 s記錄入滲量，每個采樣點各3個重復，斥水系數(shù)計算公式為[15]

式中Ie——酒精溶液的累計入滲量，mm

Iw——純水的累計入滲量，mm

te——酒精溶液的入滲時間，s

tw——純水的入滲時間，s

在采集測定斥水性土樣的同時，采集土樣用于土壤機械組成、容重、有機質含量和苔蘚生物量等指標的測定。采用干燥法測定苔蘚生物量，每個采樣點5個重復，取平均值；采用游標卡尺測量生物結皮4個方向的厚度并取平均值，每個采樣點5個重復；采用環(huán)刀法測定土壤容重，每個采樣點5個重復，取平均值；采用重鉻酸鉀外加熱法測定有機質含量，每個采樣點3個重復，取平均值；采用馬爾文MS2000型激光粒度儀測定土壤機械組成，并按美國制進行分級(砂粒粒徑0.05～2 mm、粉粒粒徑0.002～0.05 mm和黏粒粒徑0～0.002 mm)，每個采樣點3個重復，取平均值。各樣點土壤樣品的基本信息見表2。

表2 各采樣點土壤的基本理化性質Tab.2 General characteristics of soil samples

1.3 數(shù)據(jù)處理

采用描述性統(tǒng)計方法對比生物結皮和無結皮土壤的斥水特征(平均值、最大值、最小值、標準差和變異系數(shù)CV)。當CV≤10%時為弱變異，當10%

2 結果與分析

2.1 生物結皮對斥水性的影響

生物結皮和無結皮土壤的斥水時間(WDPT)和斥水系數(shù)(Ri)如圖2(圖中不同小寫字母表示生物結皮和無結皮處理之間差異顯著(P<0.05)，下同)所示。生物結皮土壤的斥水時間為44.77 s，表現(xiàn)為輕微斥水性，無結皮土壤的斥水時間小于5 s，不具有斥水性。生物結皮與無結皮土壤的斥水系數(shù)分別為19.32和2.81。與無結皮土壤相比，生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)分別增加了54.85、5.80倍，統(tǒng)計分析表明，生物結皮與無結皮土壤的斥水時間(F=57.637，P<0.001)和斥水系數(shù)(F=10.358，P=0.002)均有顯著差異。黃土高原生物結皮的發(fā)育顯著提高了表層土壤的斥水性。

圖2 生物結皮和無結皮土壤的斥水時間與斥水系數(shù)Fig.2 WDPT and Ri of biocrusts and bare soil

2.2 生物結皮土壤斥水時間和斥水系數(shù)的變化趨勢

生物結皮的發(fā)育顯著影響土壤斥水性。由圖3可知(圖中不同大寫字母表示不同采樣區(qū)生物結皮或無結皮處理之間差異顯著(P<0.05)，下同)，生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)沿降水梯度的變化趨勢較為相似，從宜君縣(采樣區(qū)1)到田莊鎮(zhèn)(采樣區(qū)4)，生物結皮的斥水時間和斥水系數(shù)隨著年均降水量的降低而逐漸降低。從田莊鎮(zhèn)到達拉特旗(采樣區(qū)8)生物結皮的斥水時間和斥水系數(shù)隨年均降水量的變化較小，大體呈減小趨勢；無結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)沿降水梯度的變化較小，從宜君縣到達拉特旗，土壤斥水時間和斥水系數(shù)大體呈減小趨勢。除采樣區(qū)6的斥水系數(shù)，各采樣區(qū)生物結皮與無結皮的斥水時間和斥水系數(shù)均存在顯著差異。

生物結皮和無結皮土壤斥水時間的變化范圍分別為5.70～149.50 s和0.39～1.74 s(圖3a)，生物結皮和無結皮土壤斥水時間的最大值與最小值之比分別為26.23、4.46倍。生物結皮土壤斥水時間的變異系數(shù)為128%，與無結皮土壤相比增加了1.30倍，生物結皮和無結皮土壤斥水時間沿降水梯度的空間變異性分別為強變異和中等程度變異。在年均降水量292～595 mm區(qū)間，生物結皮土壤斥水時間由南向北遞減速率為0.47 s/mm。

由圖3b可知，生物結皮和無結皮土壤斥水系數(shù)的變化范圍分別為2.88～73.22和0.80～6.01，生物結皮和無結皮土壤斥水系數(shù)的最大值與最小值之比分別為25.42、7.51倍。生物結皮和無結皮土壤斥水系數(shù)的變異系數(shù)分別為135%和63%，分別為強變異和中等程度變異。在年均降水量292～595 mm區(qū)間內，生物結皮土壤斥水系數(shù)由南向北遞減速率為0.23/mm。

2.3 生物結皮土壤斥水性空間變化趨勢的影響因素及模擬

生物結皮土壤的斥水性受結皮特性、土壤性質和降水量的共同影響。從表3可以看出，在各因子間，生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)均與結皮厚度、粉粒含量、黏粒含量、有機質含量及年均降水量呈顯著正相關關系(P≤0.032)；與苔蘚生物量和砂粒含量呈顯著負相關關系(P≤0.030)；而與年均溫之間無顯著的相關關系(P>0.05)。

由表4(D為結皮厚度，mm；B為苔蘚生物量，g/m2；Sand為砂粒質量分數(shù)，%；Silt為粉粒質量分數(shù)，%；Clay為黏粒質量分數(shù)，%；SOM為有機質質量比，g/kg；Pr為年均降水量，mm。下同)可知，生物結皮土壤斥水時間隨著黏粒含量的增大呈冪函數(shù)增大(R2=0.68，RMSE為28.02 s)；隨結皮厚度、粉粒含量和年均降水量的增加均呈指數(shù)函數(shù)增大(R2≥0.79，RMSE小于等于24.77 s)；隨著苔蘚生物量和砂粒含量的增大，分別呈線性函數(shù)和指數(shù)函數(shù)減小(R2≥0.68，RMSE小于等于28.04 s)。

生物結皮土壤斥水系數(shù)隨著苔蘚生物量和砂粒含量的增加均呈指數(shù)函數(shù)減小(R2=0.82，RMSE小于等于9.55，表4)；與生物結皮土壤斥水時間相同，生物結皮土壤斥水系數(shù)隨著結皮厚度、粉粒含量、有機質含量及年均降水量的增加均呈指數(shù)函數(shù)增加(R2≥0.76，RMSE小于等于10.88，表4)。

表4 生物結皮土壤斥水時間和斥水系數(shù)與影響因素的關系Tab.4 Relationship between WDPT and Ri of biocrusts and influencing factors

基于以上生物結皮斥水性與結皮性質、理化性質、降水量之間的關系，運用非線性回歸方法建立生物結皮的斥水時間和斥水系數(shù)的模擬方程(表5)。生物結皮的斥水性與生物結皮特性密切相關，本研究選取與黃土高原生物結皮斥水時間(圖4a)和斥水系數(shù)(圖4b)呈顯著相關的結皮厚度與苔蘚生物量進行擬合。從擬合方程的R2、RMSE和NSE來看，生物結皮土壤斥水時間的擬合效果略低于生物結皮土壤斥水系數(shù)的擬合效果(圖4)。

圖4 生物結皮土壤斥水時間和斥水系數(shù)實測值與預測值的比較Fig.4 Comparison between measured and predicted WDPT and Ri of biocrusts

表5 生物結皮土壤斥水時間和斥水系數(shù)的預測方程Tab.5 Relationships between WDPT, Ri and its affecting factors

3 討論

土壤斥水性是土壤重要的物理屬性，其影響因素較多，如有機質含量、土壤含水率、pH值、質地和生物膜等均能對土壤斥水性產(chǎn)生較大影響[6,16]。土壤有機質是影響土壤斥水性的主要因素之一，其中誘發(fā)斥水性的主要組分為脂肪族烴和兩性分子[6]，而不同地區(qū)誘發(fā)斥水性的有機質主要組分不同，在草地中，土壤腐殖質是影響土壤斥水性的重要因素，而在林地中，斥水性主要受脂類物質的影響[17]。土壤顆粒組成也是影響斥水性的重要環(huán)境因子，一方面細顆粒可通過對斥水性物質的吸附，以及自身的親水/疏水特征影響土壤斥水性[10]。另一方面，土壤粒徑越大土壤孔隙度越高，相應的斥水性越低[18]。另外，pH值可通過影響水分擴散率和疏水性物質含量(特別是胡敏酸)間接影響土壤斥水性，斥水性土壤可能具有較低的pH值[19-20]。除此之外，土壤中的擔子菌類的菌絲體、曲霉菌和放線菌等微生物通過產(chǎn)生具有斥水性的次生代謝產(chǎn)物進而影響斥水性[21]。

研究結果顯示，在黃土高原年均降水量292～595 mm范圍內，生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)整體上表現(xiàn)為年均降水量越低斥水性越低的規(guī)律，降水不僅是植被生長的主要生態(tài)限制因子，還是生物結皮土壤斥水性動態(tài)的控制因子[27]。究其原因，一方面土壤斥水性與粉粒含量、黏粒含量和有機質含量呈正相關關系[26]。本研究所選取的采樣區(qū)植被恢復年限相近，降水量梯度差異表現(xiàn)為土壤顆粒組成、有機質積累、生物結皮發(fā)育等過程的差異，進而導致生物結皮土壤斥水性與年均降水量顯著相關。黃土高原由南向北年均降水量逐漸降低，土壤質地逐漸粗化，土壤孔隙度逐漸增加，黏粒和有機質含量逐漸降低[28]，因而間接降低了土壤斥水性。另一方面，生物結皮通過對揚塵和砂礫的捕獲逐漸掩埋了土壤，結皮植株生長對光照的遮蔽使下層胞外聚合物和細胞發(fā)生腐解，導致結皮層厚度逐漸增加，而結皮層厚度的增加是土壤碳儲量增加的重要原因，進而影響生物結皮土壤斥水性[10]。受降水梯度的影響，黃土高原土壤水分含量由南向北呈遞減趨勢，對于本研究的草地和林地來說，年均降水量較低的地區(qū)，生物結皮無法與高蓋度的高等植物進行水分和養(yǎng)分資源的競爭，導致其發(fā)育程度較低，表現(xiàn)為結皮的厚度和植株密度較低[29]。而發(fā)育程度較低的生物結皮，其厚度、腐殖質含量和微生物含量一般較低，導致土壤斥水性降低[30-32]。

本研究表明，降水量對生物結皮土壤斥水性的解釋程度略低于結皮厚度，結皮厚度能很好地解釋生物結皮土壤斥水性的變異，其原因可能與結皮厚度間接影響表層土壤有機質含量和生物量有關。降水量通過改變土壤水熱狀況影響生物結皮的發(fā)育過程中土壤質地、微生物、有機質含量等變化，進一步影響土壤斥水性的動態(tài)過程，這也可在一定程度上解釋生物結皮對水分入滲的影響[33]。

4 結論

(1)黃土高原生物結皮顯著增加了表層土壤斥水性，與無結皮土壤相比，黃土高原生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)分別增加了54.85倍和5.80倍。

(2)黃土高原生物結皮和無結皮土壤斥水時間和斥水系數(shù)自南向北(以最南端銅川市宜君縣為起點)呈先減小、后逐漸穩(wěn)定的空間變化趨勢，且生物結皮土壤斥水性的空間變異性高于無結皮土壤。

(3)黃土高原生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)均受結皮厚度、苔蘚生物量、砂粒含量、粉粒含量、黏粒含量、有機質含量及年均降水量的顯著影響(P<0.05)；生物結皮土壤的斥水時間和斥水系數(shù)均可用結皮厚度和苔蘚生物量進行模擬，R2均為0.97，RMSE分別為5.89 s和1.10，NSE分別為0.99和1.00。