松嫩平原沙丘-草甸复合生态系统土壤水分和盐碱时空变化特征

张琦林，胡 娟，高英志，周道玮

（1东北师范大学草地研究所植被生态科学教育部重点实验室，长春 130024；2中国科学院东北地理与农业生态研究所，长春 130102）

0 引言

松嫩平原位于中国东北平原的中西部，是世界三大盐碱区之一[1]。大约有3.2×106hm2的盐碱化土地，占总面积的22.62%[2]。更重要的是，盐碱化区域仍以每年1.35×104hm2的速度增加[3-5]。土壤盐碱化的增加不仅导致了严重的环境和社会问题，也制约了该地区畜牧业和农业的可持续性发展，例如农作物减产和草地退化[6-7]。复杂地形是松嫩平原的典型特征，同时也给盐渍土的防治和利用带来诸多不便和困难。

新构造运动是松嫩平原盐碱化地貌格局形成的原因[8]。江湖冲积平原的地形较为平坦，其中地势低洼的区域容易形成盐渍土，而丘陵和坡地则不易形成[9]。地形决定了土壤盐分的迁移方向和分布[8,10]。所以盐碱土经常出现在地势低平的区域，如地下水相对较低的边际和中部平原区[1]。目前，在松嫩平原开展的研究工作主要集中在不同微观地形和微观地块的盐碱变化，特别是对某一点的观测或室内控制模拟为主[6,11]。然而，关于松嫩平原沙丘-草甸复合生态系统垂直剖面的盐碱时空分布特征的研究却鲜有报道。

土壤水分和盐分的分布和迁移在探究盐碱土的形成机制中起着非常重要的作用。松嫩平原盐碱化土壤的地下水较浅，所以研究较多的是表层土壤的水盐变化[12-15]。这对于了解垂直方向上的水盐动态变化以及其形成原因是必须的。

本文研究的目的是探究沙丘、草甸、结合部，5—9月0～300 cm土层土壤垂直剖面土壤水分含量，电导率和pH，并探究不同区域盐碱化形成的机制。研究结果对松嫩平原沙丘-草甸复合生态系统中盐渍化土壤资源的利用和次生盐渍化土壤的控制具有重要意义。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究地点位于中国科学院长岭草地农牧生态研究站(44°33′N，123°31′E)，该区地处松嫩平原南部的农牧交错区，平均海拔为145 m。气候条件属于温带半湿润、半干旱的大陆性季风气候。自1980—2013年年平均温度和降水分别是5.9°C和427 mm。≥10℃的有效积温2900～3000℃，年蒸发量约1600 mm，pH 7.5～10.5。该地区地势平坦，以低平原为主，有带状沙丘分布。松嫩平原的特征是不同水平的土壤盐分和碱分的复杂共存。

1.2 试验设计

于2016年在中国科学院长岭草地农牧生态研究站沿沙丘-草甸复合生态系统的横断面布置一条具有代表性的水分监测断面（图1）。沙丘距离结合部300 m，结合部距离草甸380 m。分别于沙丘上部的平地（沙丘）、沙丘和低地草甸的中间地带（结合部）和低地草甸中部（草甸）布设土壤含水量监测点（图1）。试验地的土壤为没有耕作和放牧干扰的天然盐渍化土壤。沙丘主要分布欧洲山杨(Populus tremula)，羊草(Leymus chinensis)和盐地碱蓬(Suacda salsa)分别是结合部和草甸的优势物种。

图1 土壤检测断面图

从2018年5月开始，每个月的中旬，对每个土壤水分监测带点进行土壤水分取样，至2018年10月结束。在每个监测点随机选取5 个样品并充分混合，土壤水分取样深度为0～300 cm，分为10 层，0～10、10～20、20～30、30～50、50～70、70～100、100～150、150～200、200～250、250～300 cm。土壤含水量采用烘干法(105℃)测定。分别用pH计和电导仪测定土壤pH和电导率(EC)（土壤样品和H2O的体积比为1:5）[9]。

1.3 数据分析

采用SPSS 13.0 对所有数据进行统计学分析。采用单因素方差分析(ANOVA)计算标准误差，比较均数。采用LSD 对沙丘、结合部和草甸区土壤水分、pH和EC 值进行多重比较。采用SigmaPlot 10.0 绘制图形。

2 结果与分析

2.1 平均土壤含水量

5—9月，0～300 cm土层土壤剖面上土壤含水量是深度—时间变化的，沙丘的土壤含水量为4.01%～11.07%，结合部为5.00%～15.01%，草甸为7.61%～17.65%（表1）。3 个不同土壤部位中草甸有最高的平均土壤含水量，草甸区的平均土壤含水量分别比结合部和沙丘高20.5%和52.7%，结合部的平均土壤含水量比沙丘高26.7%(P<0.01)。不同部位土壤含水量在空间上的变异系数亦存在明显差异，主要表现为结合部＞沙丘＞草甸。

表1 沙丘、结合部和草甸区土壤水分含量的描述性统计(n=150)

2.2 土壤含水量的垂直分布

沙丘、结合部和草甸平均土壤含水量的垂直分布有明显的分层变化特征（图2）。沙丘中土壤含水量呈现50 cm和100 cm分层，在0～50 cm土层中，平均土壤含水量迅速增加，然后在50～100 cm 土层中迅速降低至几乎不变。草甸区平均土壤含水量以50 cm 和200 cm 分层，首先在0～50 cm 土层中增加，然后在50～200 cm 土层中持续降低至几乎不变。结合部的平均土壤含水量以70 cm和150 cm分层，土壤含水量在0～70 cm土层中下降，在70～150 cm土层中迅速增加至几乎不变。在0～10 cm 土层中，结合部的平均土壤含水量分别高于沙丘和草甸84.25%和8.28%。在0～30 cm和70～300 cm 土壤中，结合部平均土壤含水量明显高于沙丘。沙丘、结合部和草甸区的变异系数在0～100 cm土层中明显增加，在100～300 cm土层中随之降低。

图2 沙丘、结合部和草甸区的平均土壤含水量和变异系数的垂直分布

结合部0～10 cm 土层的土壤含水量在8、9 月显著高于草甸46.17%、37.30%。7 月结合部100～150 cm，150～200 cm 和200～250 cm 土层的土壤含水量较草甸分别高17.92%、21.63%、10.30%。5、7、8、9 月，结合部0～10 cm 土层的土壤含水量较沙丘分别高119.14%、162.55%、180.27%、129.84%。然而，8 月结合部20～30、30～50、50～70 cm土层的土壤含水量较沙丘分别低18.64%、19.76%、18.15%。

2.3 土壤含水量的月分布

各月份的平均土壤含水量草甸最高，然后依次是结合部、沙丘（表2）。沙丘平均土壤含水量在各月份间的高低顺序是：9月＞8月＞5月＞7月＞6月。结合部5、7、8月的平均土壤含水量显著高于6月和9月(P<0.01)。草甸5、8、9月的平均土壤含水量显著高于6月和7月(P<0.01)。

表2 沙丘、结合部和草甸平均土壤含水量的月分布 %

图3 5—9月沙丘、结合部和草甸平均土壤含水量的垂直分布

沙丘7 月和8 月0～10 cm 土层的土壤含水量要显著低于其他月份（图4）。沙丘5、6—8、9月最高的土壤含水量出现在20～30、30～50、50～70 cm土层中。8、9月结合部0～20 cm 土层的土壤含水量相较其他月份高，20～100 cm 土层土壤含水量较低。草甸7—9 月0～10 cm土层的土壤含水量要低于其他月份。草甸最高土壤含水量出现在5 月20～100 cm 土层，8—9 月30～150 cm 土层中。7 月草甸10～150 cm 土层中土壤含水量随土壤深度增加而逐渐下降。

2.4 电导率和pH的平均值

沙丘7 月和8 月0～10 cm 土层的土壤含水量要显著低于其他月份（图4）。沙丘5、6—8、9月最高的土壤含水量出现在20～30、30～50、50～70 cm土层中。8、9月结合部0～20 cm 土层的土壤含水量相较其他月份高，20～100 cm 土层土壤含水量较低。草甸7—9 月0～10 cm土层的土壤含水量要低于其他月份。草甸最高土壤含水量出现在5 月20～100 cm 土层，8—9 月30～150 cm 土层中。7 月草甸10～150 cm 土层中土壤含水量随土壤深度增加而逐渐下降。

图4 沙丘、结合部和草甸0～300 cm土层的土壤含水量的月动态变化

草甸的EC 值最高，然后依次是结合部，沙丘（表3）。草甸的EC 值比结合部高39.8% (P<0.01)。结合部EC 值高于沙丘131.6%。草甸和结合部的pH 分别高于沙丘6.2%、5.6% (P<0.01)。然而，草甸和结合部的pH之间并没有显著差异。

表3 沙丘、结合部和草甸土壤电导率和pH的描述性统计(n=90)

2.5 电导率和pH的垂直分布

5、7、9 月，沙丘0～300 cm 土层的EC 和pH 只有很小的变化（图5）。5、7、9月结合部0～300 cm土层的EC值先升高然后迅速降低至几乎不变。5 月草甸的EC值在0～70 cm 土层中迅速下降，然后在70～150 cm 土层中略有上升，7 月0～150 cm 土层的EC 值逐渐下降。然而，9月草甸的EC值在0～30 cm土层中增加，然后在30～150 cm 土层中迅速降低。5 月结合部20～70 cm 土层中EC 值高于草甸，结合部20～30、30～50、50～70 cm土层的EC 比草甸区分别高17.20%、38.64%、32.83%。7月和9月草甸不同土层的EC值均高于结合部。7月草甸0～10 cm 土层的EC 值比结合部高264.67%，9 月草甸区70～100 cm 土层的EC 值比结合部高124.32%。5、7、9月结合部和草甸区0～30 cm土层的pH先增加然后迅速降低。5、7月草甸区0～10 cm土层的pH分别高于结合部2.48%、3.49%，9 月草甸区0～10 cm 土层的pH 比结合部低2.45%。7 月草甸区30～50 cm 土层的pH高于结合部，5月份则相反。9月草甸区50～300 cm土层的pH高于结合部。

图5 沙丘、结合部和草甸5、7、9月电导率和pH的垂直分布

2.6 电导率和pH的月分布

9月结合部0～10 cm土层的EC值分别高于5、7月13.11%、38.00%，10～20 cm 土层则分别高8.58%、36.25%（图6）。结合部不同月份间30～70 cm 土层的EC值存在显著差异，表现为5月＞9月＞7月。草甸区0～10 cm 土层的EC 值7 月比5、9 月分别高26.33%、111.20%，而30～100 cm 土层9 月相比较5 月和7 月有较高的EC 值。9 月结合部0～10 cm 土层的pH 略高于5月和7月，分别高1.24%、2.19%。7月草甸区0～10 cm土层的pH 略高于5、9 月，分别高2.36%、3.81%。7、9月草甸区30～100 cm土层的pH显著高于5月。

图6 沙丘、结合部和草甸0～300 cm土层电导率和pH的月分布

2.7 土壤含水量、电导率和pH之间的相关关系

7 月沙丘的土壤含水量和EC 值之间存在显著相关关系(P<0.01，r=0.2167)（表4）。结合部和草甸区的EC值和pH显著相关，相关系数的大小为9月＞5月＞7 月。5、7、9 月结合部EC 和pH 的相关性与草甸区相比较高。7 月结合部土壤含水量与pH (P<0.05，r=0.1606)和EC值(P<0.01，r=0.2022)有相关关系。7月和9 月草甸区土壤含水量与EC 值(P<0.05，r=0.1026)和pH(P<0.01，r=0.1953)有相关关系。

表4 不同月份间沙丘、结合部和草甸土壤含水量、电导率和pH之间的相关关系

3 结论

松嫩平原沙丘-草甸复合生态系统水分和盐碱的时空变化差异较大。5—9 月0～300 cm 土层平均土壤含水量表现出草甸＞结合部＞沙丘的顺序。土壤盐碱化主要出现在结合部和草甸而非沙丘。草甸区表层土壤盐渍化程度较结合部更为严重。结合部和草甸表层土的盐碱化分别出现在9月和7月，草甸区深层土(30～70 cm)的盐碱化主要出现在9月。

4 讨论

有研究发现土壤含水量与地形呈负相关，而与斜坡坡度呈正相关[16-17]。雨水沿斜坡从高处流向低平地区，因此在地势较低的区域汇集了较多的雨水。不同部位由于地形的不同，导致土壤含水量也不相同，草甸的平均土壤含水量最高，然后是结合部，沙丘最低。结合部位于沙丘和草甸之间，地势低于沙丘并略高于草甸。这与Zhu 等[18]的研究结果是一致的，他们的结果表明丰富的土壤水分总是聚集在沙丘低处。在半干旱草原，由于植被根系对土壤水分的吸收导致土壤水分含量的变化，所以植被是控制土壤含水量的主要因素[19-20]。Biswas 等[21]报道了由于植被对水分的需求较高，所以植被覆盖度与储水量呈负相关关系。结合部和草甸的优势物种分别是羊草和盐地碱蓬，结合部羊草的覆盖度明显高于盐地碱蓬，导致结合部土壤含水量较低，而草甸区的土壤含水量较高。

研究结果表明草甸的变异系数为9.97%，沙丘为11.56%，结合部为14.10%，这说明不同的地理环境不仅影响土壤含水量，也影响土壤含水量的空间变异程度[22]。沙丘、结合部和草甸0～300 cm土层的土壤含水量的垂直分布可能取决于土壤结构垂直异质性与植株根系密度的综合效应[23]。沙丘、结合部和草甸的平均土壤含水量的垂直分布在不同土壤部位差异显著。沙丘平均土壤含水量在0～50 cm 土层中升高，这表明主要的土壤水分运动可能是沙丘的粗质土引起的渗透作用。尽管沙丘平均土壤含水量显著低于结合部，但在30～70 cm土层中有较高的土壤含水量，这说明沙丘在30～70 cm 土层中储存着丰富的水资源。在结合部和草甸，土壤表层经常形成盐斑，能够阻止水分下渗。结合部和草甸的土壤质地基本上是相似的，但是两者土壤水分含量的垂直分布是截然相反的。结合部0～70 cm 土层的平均土壤含水量是下降的，而草甸0～50 cm 土层的平均土壤含水量则是升高的，这可能与植被的覆盖度和地表蒸发有关。草甸0～10 cm土层相比较结合部土壤含水量较低，这可能与草甸区低的植被覆盖度以及高的地表蒸发量有关。植物生长动态和气象条件的季节变化都将导致土壤含水量的时间变化[24-25]。9月沙丘50～70 cm土层有较高的土壤含水量，这可能与根系吸水量和地表蒸发量的降低有关。9月草甸30～150 cm 土层的土壤含水量较高，这可能是由于夏季降水量较多，有较丰富的地下水。这与Wang等[22]的研究结果是一致的，他们的研究结果表明9—10月黄土高原枣林土壤水分含量高于5—8 月。然而，9月结合部20～100 cm 土层有较低的土壤含水量，7 月100～300 cm土层土壤含水量较高，这与地下水的含量有关。沙丘、结合部和草甸的变异系数在0～100 cm土层明显上升，但在100～300 cm 土层中下降，这说明表层土壤含水量的变异程度高于深层土壤[26]。Yang等[27]研究了0～8 m 土层的土壤含水量的时空差异，结果表明坡位和坡向相比较深层土更能影响表层土的土壤含水量。地表土层的土壤含水量变异较大，这是由天然草地的土壤质地、降雨量、土壤水分蒸发蒸腾损失总量和植被蓄水量的综合效应引起的[28-30]。

草甸和结合部的EC 值和pH 显著高于沙丘，说明土壤盐碱化主要出现在结合部和草甸。不同地理条件下，土壤盐分随地下水变化而变化。沙丘由于地势较高、坡度较大，自然排水通畅，所以土壤不易形成盐碱化。在结合部和草甸，由于地势相对较低，自然排水被阻碍，盐分很难被淋溶出该区域，所以容易形成盐碱化土壤[1]。这与Li 等[31]的研究结果是一致的，他们通过利用地理信息系统和遥感技术对该地区的地理格局和盐碱土壤分布进行分析，发现土壤盐碱与地理格局有明显的相关性，土壤盐碱化主要发生在地势较低的区域，如低洼地边缘和中部平原地区。在地势较低的地区，土壤质地是黏土状并且饱和水力传导率较低[32-33]。因此，可溶性盐渍化物不能渗透到土壤表面，而是停留在土壤表层或地下。草甸和结合部的EC值分别高于沙丘131.6%，223.0%，而pH 仅高5.6%，6.2%，这说明土壤盐渍化程度相对于土壤碱化更为严重。更重要的是，草甸EC值显著高于结合部，但pH并无显著差异。这说明草甸土壤盐渍化程度比结合部更严重。土壤盐碱普遍存在于上层土壤中，可能与较高的地下水位有关[34-36]。在干旱或半干旱地区，地下水排泄的主要方式是低地垂直蒸发，地下水中的盐分容易通过较高地下水位的毛细上升向地表土壤积累[37-40]。在本试验中，草甸地下水的土壤深度为1 m，结合部为2～3 m，这导致了草甸土壤盐渍化比结合部更严重的问题。另外，土壤盐渍化与植物分布密切相关，短草覆盖的土壤盐渍化程度较高，高草覆盖的土壤盐渍化程度较低[41]。因此，草甸区土壤盐渍化程度较高可能与优势植物碱蓬有关，而结合部盐渍化程度较低可能与优势植物羊草有关。

土壤盐碱化的形成可能与季节变化有关。5、7、9月结合部EC值和pH先升高然后迅速下降，土壤的盐碱化主要出现在20～30 cm 土层中。9 月结合部0～30 cm土层中EC值和pH较5、7月高，这说明结合部表层土壤盐碱化主要出现在9月。如上所述，9月结合部表层土壤水分大量积累，难以下渗。在草甸区，7月0～10 cm土层的的EC值和pH比5月和9月高，这说明草甸区表层土壤主要在7月盐碱化。综上，虽然7月降水相对较多，但由于地表蒸发不明显，表层土壤含水量较低。7月草甸土壤表层的可溶性盐类化合物随水分蒸发凝结而积累，形成土壤盐碱化。9月草甸30～100 cm土层的EC 值和pH 要高于5 月和7 月。这说明9 月草甸深层土壤盐碱化的形成可能与深层土较高的土壤含水量有关。