巴丹吉林沙漠高大沙山柽柳地土壤水分时空动态

张进虎, 王乃昂, 牛震敏, 孙 杰, 张律吕

(1.兰州大学 资源环境学院, 兰州 730000; 2.甘肃省治沙研究所/甘肃省荒漠化与风沙灾害防治重点实验室培育基地, 兰州 730000)

土壤水分在干旱区生态水文过程中扮演着重要的角色，是关键生态限制因子。它联系着地下水、地表水及大气降水，制约着干旱沙漠区植被的形成和发展，是土地沙漠化的主要调控者[1-4]，其含量及动态变化决定着沙漠化的发展或逆转。在地下水埋深较深的干旱区，大气降水是土壤水分最主要来源[5]。沙漠地区气候干旱，风沙活动频繁剧烈，仅有少数耐旱、耐风蚀、耐沙埋的物种可以生存和发展，且以草本或灌木为主，如白刺(Nitrariatangutorum)、沙蒿(Artemisiadesertorum)、沙拐枣(Calligonummongolicum)、霸王(Sarcozygiumxanthoxylon)、沙米(Agriophyllumsquarrosum)、沙竹(Psammochloavillosa)等。笔者在考察巴丹吉林沙漠时发现，在巴丹吉林沙漠东南部相对高度166～300 m的高大沙山的背风坡中上部有短穗柽柳(Tamarixlaxa)分布，平均株高、地径、冠幅分别可达3.34 m，6.30 cm，9.9 m×10.06 m。而一般情况下，在沙源丰富的地区，柽柳常形成柽柳沙包，枝条被沙埋，丛状生长，与之相比，巴丹吉林高大沙山柽柳显得形体高大，主干明显，如同“乔木化”生长(图1)。然而，当地年降水量仅为90.1～115.4 mm[6]，在如此高大的沙山中上部土壤水分是如何维持柽柳生物量的呢？

图1 巴丹吉林沙漠与民勤绿洲边缘柽柳生长状态对比

巴丹吉林沙漠位于阿拉善高原西部，范围为合黎山、北大山以北，拐子湖、古居延泽以南，雅布赖山之西北，黑河正义峡出山口、弱水东岸至古日乃湖以东，面积5.2万km2，系我国第二大沙漠[7]。东西长约442 km，南北宽约345 km，地势呈东南高，西北低，平均海拔1 200～1 700 m。沙山高差大多在200～300 m，最大高差接近500 m，是世界上高差最大沙山分布区[8]。巴丹吉林沙漠属于温带极端干旱气候，降水稀少，年均降水量为76.9 mm。东南部降水较多，年均降水量为90.1～115.4 mm。冬季平均气温—9.1℃，夏季平均气温25.3℃[9]。潜在蒸发量>2 000 mm。常见植物种有白刺、霸王、膜果麻黄(Ephedraprzewalskii)、沙米、沙拐枣、碟果虫实(Corispermumpatelliforme)等。

巴丹吉林沙漠分布着全球最高的沙山及110个常年积水湖泊及若干个季节湖泊及干涸湖盆[10]。奇特的自然景观吸引了众多的研究者，其中沙山形成演化、湖泊水来源及湖泊—沙山水循环成为研究的焦点[11-17]。高大沙山水分特征，来源及沙山—湖泊水分转化关系也得到众多学者的关注，但研究结果存在争论。主要表现为：(1) 沙山水分含量及来源的争论。有人认为沙山体积含水量约3%，达到了最大持水量的65%或者更高，不是当地降水的产物，还有其他水源补给[19]。与之相一致的结果有湖泊水汽凝结[20]及地下水上升补给沙山水分[15]；有人却认为沙山水分含量一般小于2%，是当地降水的产物[20]。(2) 降水入渗的争论。有人认为当地降水可入渗通过沙山补给湖泊或地下水[20]，而有些人认为降水在沙山的入渗深度有限，对地下水没有明显补给作用[17,9]。(3) 极端降水事件对沙山水分有深刻影响[11]，但现有研究主要以稳定同位素、涡动相关等间接手段为主，缺乏降水入渗过程的连续实测资料，难以直接判断降水能否通过沙山入渗补给地下水或者湖泊水。本研究采用先进的土壤水分监测系统，以柽柳地为突破口，以裸露沙山为对照，研究两者的土壤水分基本特征、时空动态及其对极端降水的响应过程，旨在揭示高大沙山柽柳水分维持机制，完善沙山—湖泊水循环研究。

1 试验材料与方法

以扎拉特东沙山背风坡柽柳(P1)为研究对象，以查行陶勒图东面裸露沙山(P2)为对照。两沙山直线距离约4.45 km，立地相似，具有可比性。P1平均坡度26°，海拔1 398 m，P2平均坡度24°，海拔1 436 m(表1)。2014年10月下旬分别在P1及P2挖取土壤剖面并安装土壤水分测量系统(品牌：Decagon，型号：EM50，校准后精度±1%)，回填，踩实。探头深度为20，40，…，200 cm，数据采集间隔为0.5 h。为消除土层扰动对数据准确性的影响，分析数据采用仪器安装10 d后所采集的数据，即2014年11月1日—2015年10月30日。每一层观测数据总计17 520组，整体剖面数据总计175 200组。土壤水分监测系统在实验室采用烘干法校正(图2)。

图2 土壤水份监测系统校正曲线

降水数据用车日格勒自动气象观测系统(品牌：Vaisala，型号：MAWS301)观测，记录间隔为1 h。数据分析和做图分别采用SPSS 13.0和OriginPro 9.0完成。

表1是巴丹吉林沙漠东南部已调查5个样点的柽柳形态特征及其分布地理信息。每个样点柽柳均呈“灌丛状”分布，“乔木化”生长，平均株高3.34 m，冠幅9.9 m×10.0 m，地径6.3 cm。主要分布于高大沙山的背风坡，迎风坡亦见少量分布。

表1 巴丹吉林沙漠已调查柽柳形态特征及地理信息

2 结果与分析

2.1 土壤水分基本特征

10—210 cm剖面平均土壤水分，最大值及变异率P1点均高于P2点。P1点平均土壤水分为1.88%，高于P2点0.06%，平均最大值为5.06%，高于P2点2.23%，平均变异率为58.67%，是P2点的4.26倍。土壤水分平均最小值P1点低于P2点，P1点平均最小值为0.73，低于P2点0.77%(表2)。

表2 土壤水分基本特征 %

注：Mmax为各层次观测最大值的平均值，Mmin为各层次观测最小值的平均值，Mavg为各层次观测平均值的平均值，CV为各层次水分变异率的平均值，下表同。

2.2 土壤水分时空动态

2.2.1 垂直动态 P1点和P2点的土壤水分最大值均出现于10—30 cm深度土层，含水率达2.18%和3.24%，P1点低于P2点1.06%。土壤水分最小值P1点出现在70—90 cm深度土层，而P2点出现在较深的150—170 cm土层，含水率分别为1.42%和0.61%，P1点高于P2点最小值0.81%。P1点10—210 cm土壤含水量呈不显著减小趋势(p>0.05)，而P2点从10 cm到210 cm土壤含水量呈极显著减小趋势(p<0.01)。P1点10—70 cm层土壤水分明显小于无植物的P2点，而深层150—210 cm土壤含水率(1.97%)显著高于P2点(0.92%)(p<0.01)，70—150 cm土层两点含量接近(图3)。

每一层次土壤水分，P1点较P2点变化剧烈。P1点土壤水分变异率均高于P2点对应层次。130—150 cm深度土层变异率差异最大，P1点是P2点的12.98倍，70—90 cm深度土层差异最小，P1点仍是P2点的2.51倍。土壤水分极差P1点亦高于P2点对应层次。P1点、P2点极差最大值均出现在10—30 cm深度土层，数值分别为5.46%，2.76%，P1点是P2点的1.98倍。两侧点极差差异最大值出现在190—210 cm深度土层，相差4.06%，最小差异出现在70—90 cm深度土层，相差1.72%(表3)。

图3 土壤水分垂直分布

2.2.2 季节动态 2014年11月—2015年10月降水量为88.41 mm，主要集中在4，7，9月份，占总降水量的74.2%。4，7，9月份降水量分别为21.05，22.06，19.2 mm，分别占总降水量的24.32%，24.95%，21.7%。为了便于分析比较，根据每层含水率的变化特点进行合并，通过求平均值作为合并层的土壤水分，并将剖面划分为浅层(10—70 cm)、中层(70—150 cm)及深层(150—210 cm)。

浅层土壤水分与降雨密切相关，呈雨季高、旱季低的特点。4—9月P1点和P2点土壤水分分别处于1.23%～4.29%，2.13%～5.31%，平均值分别为3.07%，4.09%，而其他月份P1点和P2点土壤水分分别处于0.65%～2.89%，2.04%～3.58%，平均值分别为1.32%，2.62%；除4月份外，其他月份土壤水分P1点均低于P2点；P1点土壤水分峰值与降雨峰值同步变化而P2点峰值明显的滞后于降水峰值(图4A)。中层土壤水分P1点随雨季呈波动变化，而P2点几乎不变，保持平稳。在降水较多的4月和7月份，P1点土壤水分分别增加1.57%，0.61%，且保持较高水平，而P2点增幅较小，仅有0.01%，0.06%。在雨季，P1点土壤水分高于P2点，而在旱季P1点低于P2点(图4B)。深层土壤水分P1点亦受降雨的影响，保持较高水平，而P2点不受降雨影响，保持平稳；P1点在11月—翌年3月含量低且平稳，从降雨较多的4月份开始增加，7月达到最大值3.32%，然后开始减小，至10月份降至1.92%；而P2点土壤水分变化仅为±0.27%(图4C)。剖面整体土壤水分，P1点由于各层次受降雨的影响，在雨季高于P2点，在旱季可能是由于蒸散较大等原因，低于P2点(图4D)。

表3 林地不同层次土壤水分极值及变异率 %

注：CV=SD/Mavg(SD为各层观测值标准差)，R=Mmax-Mmin。

图4 土壤水分季节动态

2.3 降水事件对土壤水分的影响

观测期共发生两次极端降雨事件，分别为2015年4月1—3日及7月8日，降雨量分别为14.64，14.19 mm。两次降雨事件发生后P1，P2点土壤水分都有所增加，但增加的幅度及所需历时差异明显(图5)。

4月1—3日降雨后，P1点各层次土壤水分都有明显的升高，但是升高的幅度及达到峰值所用时间不同。浅层土壤初始含水量为1.80%，历时8 d，达到峰值4.82%，增幅3.02%；中层土壤初始含水量为1.14%，历时9 d，达到峰值2.94%，增幅1.8%；深层土壤初始含水量为1.15%，历时30 d，达到峰值3.07%，增幅1.92%。土壤水分增幅从大到小的顺序为：浅层>中层>深层，所用历时从长到短的顺序为：深层>中层>浅层。7月8日降雨后，浅层土壤初始含水量为2.89%，历时5 d，达到峰值5.59%，增幅2.7%；中层土壤初始含水量为2.31%，历时5 d，达到峰值3.63%，增幅1.32%；深层土壤初始含水量为2.28%，历时7 d，达到峰值5.07%，增幅2.79%。土壤水分增幅从大到小的顺序为：深层>浅层>中层，所用历时从长到短的顺序为：深层>中层=浅层。P2观测点只有浅层土壤受到降雨影响，中层和深层几乎不受降雨影响；就浅层而言，降雨事件后土壤水分增加的幅度及历时与P1点明显不同，呈增幅小，历时长的特点。

图5 2015年降水事件与土壤水分日变化过程

2.4 讨 论

柽柳是我国干旱及半干旱区广泛分布的物种之一，具有耐干旱、耐盐碱、耐贫瘠、耐风蚀和沙埋的特点，是一种优良的防风固沙植物，同时也是水土保持和盐碱地改良的树种。柽柳根系发达，主要依靠地下水生存，是典型的地下水湿生植物[21-22]。在巴丹吉林沙漠高大沙山的中上部发现柽柳实属奇特现象。

本研究显示，巴丹吉林沙漠高大沙山柽柳林地(10—210 cm土层)平均含水量为1.88%，略高于裸露沙山水分0.14%，与赵景波等[20]的研究结果相近，符合区域气候特征。但柽柳林地土壤水分随深度增加呈波动变化，不呈线性减小趋势，而裸露沙山土壤水分随深度呈线性减小趋势。这与前人研究的水分随深度增加而增加的变化规律不一致[5]。深层土壤水分平均值为1.96%，高于沙山水分1.05%，最高可达5.44%，这与顾慰祖等[18]发现的沙山高孔隙水现象具有相似之处。每一层次柽柳林地水分变异大，平均变异率58.67%，是沙山平均水分变异率的4.26倍。也就是说柽柳林地水分受外界降雨影响更为敏感，在雨季水分大幅度升高，而在旱季由于强烈的蒸发而快速下降。例如，在降水较多的4月份，柽柳林地水分最大值可达5.44%，而沙山为4.47%；林地水分平均值为2.87%，而沙山仅为1.75%。在降水稀少，蒸发强烈的8月份，柽柳林地水分最低可达0.54%，而沙山为0.79%；林地水分平均值为2.0%，而沙山为2.4%。

柽柳林地水分变化与降水变化具有较好的一致性。在雨季呈林地水分增加且维持较高水平，而在旱季水分呈下降，维持较低水平。这与前人对沙地水分特征研究结果相似[23-24]。但是林地水分对降水影响敏感，变异大，且深层土壤水分高等结果与前人的研究不一致[5,16,24]。林地水分的敏感性，特别是深层较高的含水量可能与树冠径流等有关。王正宁等[26]对柠条、沙蒿树干径流及土壤入渗的研究表明，荒漠灌丛可改变降水在灌丛内的水平空间分布，进而影响植被冠层下土壤水分的空间响应，使降水汇集于主干，集中入渗，增加了降水入渗量和深度。巴丹吉林沙漠高大沙山柽柳主干明显，呈灌丛生长，满足树干径流的形成条件，据调查，沙山柽柳的根系主要分布在0—90 cm土层，90 cm以下土层根系分布少，呈枯死状态，大大减小了对土壤水分的吸取，这种“高汇水”“低耗水”的特征，有可能促使深层较高的土壤水分的形成。在降雨事件过程中或者结束后的一定时间，土壤水分主要以重力水的形式向下运移。在运移的过程中重力水被土层不断吸收储存，传到的水分越来越少，直到停止运移。因此，随着土层变深，土壤水分补给的就越少，达到的峰值越低。但在7月8日的降雨事件后，浅层和深层土壤水分都迅速增加，达到了峰值，但是中层土壤水分峰值(3.71%)不但小于浅层的峰值(5.59%)而且小于深层(5.07%)(图5)。由此，可以推断深层水分虽然较大幅度的升高了，但是升高的原因不可能为降雨的入渗，可能别有源头。

3 结 论

巴丹吉林沙漠高大沙山柽柳地土壤水分高于裸露沙山水分，且呈浅层及深层高而中层低的特点。浅层土壤水分柽柳地低于沙山水分对应层次水分，中层两者水分相近，深层柽柳地水分显著高于裸露沙山水分。柽柳林地水分变异大，对较大降水事件敏感，入渗快而深，而裸露沙山土壤水分变小，仅有浅层土壤受到降雨的影响，中层和深层几乎稳定不变。

高大沙山柽柳的存在可能是区域降水—沙山—湖泊水循环研究的一个新突破口。本研究认为柽柳地土壤水分高于裸露沙山，对降雨事件敏感，并且柽柳的存在改变了降水再分配过程，增加了降水的入渗，维持了林地较高的土壤含水量。林地深层土壤水分来源，还需进一步的研究。

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