黄土高原生物结皮斥水性及其沿降水梯度变化特征研究

孙福海 肖 波,2 姚小萌 李胜龙 王国鹏 马 爽

(1.中国农业大学土地科学与技术学院， 北京 100193；2.中国农业大学农业农村部华北耕地保育重点实验室， 北京 100193)

0 引言

土壤斥水性是指水分不能或很难湿润土壤颗粒表面的现象，具体表现为水珠滞留在土壤表面，长时间不能入渗或铺展，是土壤重要的物理属性之一[1]。土壤斥水性的存在对水文过程产生重要影响，不仅增加地表径流和土壤侵蚀[2]、降低土壤的入渗和持水能力[3]，从而导致指状流的产生和土壤水分分布的不均匀[4]，而且还降低土壤对污染物的过滤能力、抑制种子的发芽和植物的生长，进而导致地下水污染和作物减产[5]。斥水性的产生和严重程度受土壤性质(如含水率、有机质含量、土壤质地和生物膜等)的综合影响[6-7]。

生物结皮是指生长在土壤表面及以下的藻类、地衣、苔藓、真菌和细菌等生物同土壤颗粒相互作用形成的复合层[8]。作为一种特殊的土壤表层，生物结皮具有不同于下层土壤的结构和性质，其对土壤物质循环和斥水性产生极大影响[9]。目前，国内外已有较多关于生物结皮对土壤斥水性影响的研究。FISCHER等[10]研究表明，生物结皮土壤斥水性的变化与结皮中的优势种有关，藻结皮的斥水性随着生物结皮的发育而逐渐增加，但随着结皮演替，藓类逐渐代替藻类成为优势种，生物结皮土壤的斥水性逐渐降低。张培培等[7]研究发现，生物结皮提高了土壤的斥水性，且斥水性随着结皮的演替而逐渐减低。郭成久等[11]认为，藓结皮的发育显著提高了土壤的斥水性，同时藓结皮的斥水性随着火烧时间的增加而增加。生物结皮发育后可通过改变土壤表面对水分的亲和性，进而影响土壤斥水性[7]。此外，区域气候条件(如降水和温度)可通过控制有机质的矿化作用、土壤质地、pH值等因素间接导致不同区域土壤斥水性的差异。

土壤斥水性是影响土壤入渗的重要因素。我国黄土高原地区土地退化较为严重，为有效控制水土流失，黄土高原实施了退耕还林(草)工程，随着该工程措施的大力推进，生物结皮成为该区域最具特色的微自然景观[9]。我国黄土高原由南到北年均降水量和年均温度逐渐降低，土壤质地逐渐粗化，土壤水分含量、土壤有机碳和土壤团聚体稳定性逐渐降低[12-13]。这些变化势必导致生物结皮的发育状况、土壤理化性质和植被恢复在区域尺度上的变化，进而造成生物结皮土壤斥水性的变化[6]。目前，黄土高原生物结皮土壤斥水性研究主要集中在不同结皮发育阶段和外界干扰等方面[7]，对黄土高原区域尺度上生物结皮土壤斥水性的变化研究较少，影响因素尚不明晰。基于此，本研究针对黄土高原地区发育的生物结皮，沿降水梯度布设一条样线，采用滴水穿透时间法和微型盘式入渗仪法对比研究生物结皮与无结皮土壤的斥水时间和斥水系数，明确生物结皮和无结皮土壤斥水性沿降水梯度的变化特征，分析结皮特性、土壤理化性质和气候对生物结皮土壤斥水性的影响，为研究黄土高原生物结皮对土壤水文过程的影响提供理论依据。

1 材料与方法

1.1 采样点选择

基于黄土高原98个气象站点30年(1981—2010年)降水数据，在黄土高原沿降水梯度由南向北进行采样，共8个采样区(图1，采样区1～8从南到北依次为铜川市宜君县、延安市安塞区、子长县史家畔乡、绥德县田庄镇、绥德县赵家砭村、榆林市小壕兔乡、鄂尔多斯市伊金霍洛旗、鄂尔多斯市达拉特旗。下同)。年均降水量从南端采样区1(铜川市宜君县)的595 mm下降到北端采样区8(鄂尔多斯市达拉特旗)的292 mm。黄土高原的土壤主要是风成黄土，8个采样区中从铜川市宜君县到绥德市赵家砭乡的土壤类型均为黄绵土，从榆林市小壕兔乡到鄂尔多斯市达拉特旗的土壤类型均为风沙土。

图1 采样区示意图Fig.1 Sketch map of sampling sites

2017年7月进行了样品的野外采集。在每个采样点采集2种典型地表覆盖类型(生物结皮和无结皮)的土壤样品。为了减小土地利用类型对研究的影响，选择大致相同退耕年限的自然演替草地或林地作为代表采样点(表1)。采样时，选取发育良好且具有代表性的藓结皮作为研究样地，并在其周围选择无结皮样地(原状土)作为对照，每个采样点的坡度和坡向要相近或一致。

表1 样线各采样点基本信息Tab.1 Basic information of each sampling site of transect

1.2 土样采集与测定

每个样点用标准环刀(高5 cm，体积100 cm3)采集生物结皮与无结皮土壤样品带回实验室，自然风干后，用以研究生物结皮和无结皮土壤的斥水时间和斥水系数。

土壤斥水时间(Water drop penetration time)：使用滴水穿透时间法测定斥水时间，用来反映斥水持久性。用标准滴定管将3滴(每滴约0.05 mL)蒸馏水滴到土壤样品的表面，用秒表记录水滴完全渗入土壤所需的时间，即为斥水时间，并根据斥水时间将斥水性分为无斥水性(0～5 s)、轻微斥水性(5～60 s)、强烈斥水性(60～600 s)、严重斥水性(600～3 600 s)以及极度斥水性(>3 600 s)5个等级[14]。每个采样点各5个重复，取平均值，上述过程在室温(25℃)下进行，下同。

土壤斥水系数(Repellency index)：采用微型盘式入渗仪法(Mini disk infiltrometer，美国Decagon公司，上部包含两个室，上部的气泡室控制虹吸过程，下室的水渗透到土壤中，底部为直径5 cm不锈钢多孔圆盘，总高32 cm)测定斥水系数。将微型盘式入渗仪放置于环刀样品上端，保证仪器与样品表面接触良好，其后分别测定95%乙醇和纯水的入渗过程，并每隔30 s记录入渗量，每个采样点各3个重复，斥水系数计算公式为[15]

式中Ie——酒精溶液的累计入渗量，mm

Iw——纯水的累计入渗量，mm

te——酒精溶液的入渗时间，s

tw——纯水的入渗时间，s

在采集测定斥水性土样的同时，采集土样用于土壤机械组成、容重、有机质含量和苔藓生物量等指标的测定。采用干燥法测定苔藓生物量，每个采样点5个重复，取平均值；采用游标卡尺测量生物结皮4个方向的厚度并取平均值，每个采样点5个重复；采用环刀法测定土壤容重，每个采样点5个重复，取平均值；采用重铬酸钾外加热法测定有机质含量，每个采样点3个重复，取平均值；采用马尔文MS2000型激光粒度仪测定土壤机械组成，并按美国制进行分级(砂粒粒径0.05～2 mm、粉粒粒径0.002～0.05 mm和黏粒粒径0～0.002 mm)，每个采样点3个重复，取平均值。各样点土壤样品的基本信息见表2。

表2 各采样点土壤的基本理化性质Tab.2 General characteristics of soil samples

1.3 数据处理

采用描述性统计方法对比生物结皮和无结皮土壤的斥水特征(平均值、最大值、最小值、标准差和变异系数CV)。当CV≤10%时为弱变异，当10%

2 结果与分析

2.1 生物结皮对斥水性的影响

生物结皮和无结皮土壤的斥水时间(WDPT)和斥水系数(Ri)如图2(图中不同小写字母表示生物结皮和无结皮处理之间差异显著(P<0.05)，下同)所示。生物结皮土壤的斥水时间为44.77 s，表现为轻微斥水性，无结皮土壤的斥水时间小于5 s，不具有斥水性。生物结皮与无结皮土壤的斥水系数分别为19.32和2.81。与无结皮土壤相比，生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数分别增加了54.85、5.80倍，统计分析表明，生物结皮与无结皮土壤的斥水时间(F=57.637，P<0.001)和斥水系数(F=10.358，P=0.002)均有显著差异。黄土高原生物结皮的发育显著提高了表层土壤的斥水性。

图2 生物结皮和无结皮土壤的斥水时间与斥水系数Fig.2 WDPT and Ri of biocrusts and bare soil

2.2 生物结皮土壤斥水时间和斥水系数的变化趋势

生物结皮的发育显著影响土壤斥水性。由图3可知(图中不同大写字母表示不同采样区生物结皮或无结皮处理之间差异显著(P<0.05)，下同)，生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数沿降水梯度的变化趋势较为相似，从宜君县(采样区1)到田庄镇(采样区4)，生物结皮的斥水时间和斥水系数随着年均降水量的降低而逐渐降低。从田庄镇到达拉特旗(采样区8)生物结皮的斥水时间和斥水系数随年均降水量的变化较小，大体呈减小趋势；无结皮土壤的斥水时间和斥水系数沿降水梯度的变化较小，从宜君县到达拉特旗，土壤斥水时间和斥水系数大体呈减小趋势。除采样区6的斥水系数，各采样区生物结皮与无结皮的斥水时间和斥水系数均存在显著差异。

生物结皮和无结皮土壤斥水时间的变化范围分别为5.70～149.50 s和0.39～1.74 s(图3a)，生物结皮和无结皮土壤斥水时间的最大值与最小值之比分别为26.23、4.46倍。生物结皮土壤斥水时间的变异系数为128%，与无结皮土壤相比增加了1.30倍，生物结皮和无结皮土壤斥水时间沿降水梯度的空间变异性分别为强变异和中等程度变异。在年均降水量292～595 mm区间，生物结皮土壤斥水时间由南向北递减速率为0.47 s/mm。

由图3b可知，生物结皮和无结皮土壤斥水系数的变化范围分别为2.88～73.22和0.80～6.01，生物结皮和无结皮土壤斥水系数的最大值与最小值之比分别为25.42、7.51倍。生物结皮和无结皮土壤斥水系数的变异系数分别为135%和63%，分别为强变异和中等程度变异。在年均降水量292～595 mm区间内，生物结皮土壤斥水系数由南向北递减速率为0.23/mm。

2.3 生物结皮土壤斥水性空间变化趋势的影响因素及模拟

生物结皮土壤的斥水性受结皮特性、土壤性质和降水量的共同影响。从表3可以看出，在各因子间，生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数均与结皮厚度、粉粒含量、黏粒含量、有机质含量及年均降水量呈显著正相关关系(P≤0.032)；与苔藓生物量和砂粒含量呈显著负相关关系(P≤0.030)；而与年均温之间无显著的相关关系(P>0.05)。

由表4(D为结皮厚度，mm；B为苔藓生物量，g/m2；Sand为砂粒质量分数，%；Silt为粉粒质量分数，%；Clay为黏粒质量分数，%；SOM为有机质质量比，g/kg；Pr为年均降水量，mm。下同)可知，生物结皮土壤斥水时间随着黏粒含量的增大呈幂函数增大(R2=0.68，RMSE为28.02 s)；随结皮厚度、粉粒含量和年均降水量的增加均呈指数函数增大(R2≥0.79，RMSE小于等于24.77 s)；随着苔藓生物量和砂粒含量的增大，分别呈线性函数和指数函数减小(R2≥0.68，RMSE小于等于28.04 s)。

生物结皮土壤斥水系数随着苔藓生物量和砂粒含量的增加均呈指数函数减小(R2=0.82，RMSE小于等于9.55，表4)；与生物结皮土壤斥水时间相同，生物结皮土壤斥水系数随着结皮厚度、粉粒含量、有机质含量及年均降水量的增加均呈指数函数增加(R2≥0.76，RMSE小于等于10.88，表4)。

表4 生物结皮土壤斥水时间和斥水系数与影响因素的关系Tab.4 Relationship between WDPT and Ri of biocrusts and influencing factors

基于以上生物结皮斥水性与结皮性质、理化性质、降水量之间的关系，运用非线性回归方法建立生物结皮的斥水时间和斥水系数的模拟方程(表5)。生物结皮的斥水性与生物结皮特性密切相关，本研究选取与黄土高原生物结皮斥水时间(图4a)和斥水系数(图4b)呈显著相关的结皮厚度与苔藓生物量进行拟合。从拟合方程的R2、RMSE和NSE来看，生物结皮土壤斥水时间的拟合效果略低于生物结皮土壤斥水系数的拟合效果(图4)。

图4 生物结皮土壤斥水时间和斥水系数实测值与预测值的比较Fig.4 Comparison between measured and predicted WDPT and Ri of biocrusts

表5 生物结皮土壤斥水时间和斥水系数的预测方程Tab.5 Relationships between WDPT, Ri and its affecting factors

3 讨论

土壤斥水性是土壤重要的物理属性，其影响因素较多，如有机质含量、土壤含水率、pH值、质地和生物膜等均能对土壤斥水性产生较大影响[6,16]。土壤有机质是影响土壤斥水性的主要因素之一，其中诱发斥水性的主要组分为脂肪族烃和两性分子[6]，而不同地区诱发斥水性的有机质主要组分不同，在草地中，土壤腐殖质是影响土壤斥水性的重要因素，而在林地中，斥水性主要受脂类物质的影响[17]。土壤颗粒组成也是影响斥水性的重要环境因子，一方面细颗粒可通过对斥水性物质的吸附，以及自身的亲水/疏水特征影响土壤斥水性[10]。另一方面，土壤粒径越大土壤孔隙度越高，相应的斥水性越低[18]。另外，pH值可通过影响水分扩散率和疏水性物质含量(特别是胡敏酸)间接影响土壤斥水性，斥水性土壤可能具有较低的pH值[19-20]。除此之外，土壤中的担子菌类的菌丝体、曲霉菌和放线菌等微生物通过产生具有斥水性的次生代谢产物进而影响斥水性[21]。

研究结果显示，在黄土高原年均降水量292～595 mm范围内，生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数整体上表现为年均降水量越低斥水性越低的规律，降水不仅是植被生长的主要生态限制因子，还是生物结皮土壤斥水性动态的控制因子[27]。究其原因，一方面土壤斥水性与粉粒含量、黏粒含量和有机质含量呈正相关关系[26]。本研究所选取的采样区植被恢复年限相近，降水量梯度差异表现为土壤颗粒组成、有机质积累、生物结皮发育等过程的差异，进而导致生物结皮土壤斥水性与年均降水量显著相关。黄土高原由南向北年均降水量逐渐降低，土壤质地逐渐粗化，土壤孔隙度逐渐增加，黏粒和有机质含量逐渐降低[28]，因而间接降低了土壤斥水性。另一方面，生物结皮通过对扬尘和砂砾的捕获逐渐掩埋了土壤，结皮植株生长对光照的遮蔽使下层胞外聚合物和细胞发生腐解，导致结皮层厚度逐渐增加，而结皮层厚度的增加是土壤碳储量增加的重要原因，进而影响生物结皮土壤斥水性[10]。受降水梯度的影响，黄土高原土壤水分含量由南向北呈递减趋势，对于本研究的草地和林地来说，年均降水量较低的地区，生物结皮无法与高盖度的高等植物进行水分和养分资源的竞争，导致其发育程度较低，表现为结皮的厚度和植株密度较低[29]。而发育程度较低的生物结皮，其厚度、腐殖质含量和微生物含量一般较低，导致土壤斥水性降低[30-32]。

本研究表明，降水量对生物结皮土壤斥水性的解释程度略低于结皮厚度，结皮厚度能很好地解释生物结皮土壤斥水性的变异，其原因可能与结皮厚度间接影响表层土壤有机质含量和生物量有关。降水量通过改变土壤水热状况影响生物结皮的发育过程中土壤质地、微生物、有机质含量等变化，进一步影响土壤斥水性的动态过程，这也可在一定程度上解释生物结皮对水分入渗的影响[33]。

4 结论

(1)黄土高原生物结皮显著增加了表层土壤斥水性，与无结皮土壤相比，黄土高原生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数分别增加了54.85倍和5.80倍。

(2)黄土高原生物结皮和无结皮土壤斥水时间和斥水系数自南向北(以最南端铜川市宜君县为起点)呈先减小、后逐渐稳定的空间变化趋势，且生物结皮土壤斥水性的空间变异性高于无结皮土壤。

(3)黄土高原生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数均受结皮厚度、苔藓生物量、砂粒含量、粉粒含量、黏粒含量、有机质含量及年均降水量的显著影响(P<0.05)；生物结皮土壤的斥水时间和斥水系数均可用结皮厚度和苔藓生物量进行模拟，R2均为0.97，RMSE分别为5.89 s和1.10，NSE分别为0.99和1.00。