六盘山华北落叶松坡面土壤饱和导水率空间异质性及其影响因素

邓佳楠, 张 军, 刘泽彬, 刘 帆, 郭建斌, 马水莲

(1.北京林业大学 水土保持学院, 北京 100083; 2.中国林业科学研究院森林生态环境与自然保护研究所/国家林业和草原局森林生态环境重点实验室, 北京 100091; 3.六盘山林业局西峡国有林场, 宁夏 固原 756400)

土壤饱和导水率是表征土壤入渗能力的重要指标，也是坡面土壤水分的运动的主要影响因素[1]。通常，土壤饱和导水率与土壤的物理性质、土地利用类型等密切相关[2]。受坡面立地条件差异的影响，土壤饱和导水率存在很大的空间变异。因此，准确理解坡面土壤饱和导水率的空间变异特征及其影响因素对于深入理解坡面产流形成机制及坡面尺度效应具有重要意义。

土壤饱和导水率的空间变异已经开展了较多研究。赵春雷等[3]在黄土高原草地坡面的研究表明，0—10 cm土层土壤饱和导水率具有明显的空间变异性；王峰等[4]在红壤丘陵区油茶林坡地得出饱和导水率有较强的变异性；张川等[5]发现喀斯特地区的灌丛坡地的饱和导水率有明显的空间的自相关性。土壤性质是影响土壤饱和导水率空间变异的主要因素，但受植被类型、土地利用方式等影响，也存在较大差异。如付同刚等[6]得出土壤石砾含量是影响喀斯特小流域土壤饱和导水率的主导因素；Duan等[7]发现大孔隙是影响崩岗花岗岩坡面土壤饱和导水率的主要因子；王贤等[8]发现土壤黏粒、容重、非毛管孔隙度是影响重庆四面山土壤饱和导水率的主要因子；黄婉霞等[9]得到砂粒含量，非毛管孔隙度、容重和黏粒含量是南方花岗岩丘陵区土壤饱和导水率的主要影响因子。对坡面饱和导水率的空间变异的研究多集中在荒地、草地、灌木等植被类型，对于森林坡面关注较少。另外，受土壤性质分层差异的影响，不同土层深度下的土壤饱和导水率空间变异特征也有所不同，但目前还缺乏系统研究。

华北落叶松(Larixprincipis-rupprechtii)作为六盘山地区的主要造林树种，在水源涵养、保持水土等方面发挥了重要作用。探讨坡面土壤饱和导水率的空间变异及其影响因素对于深入理解华北落叶松林坡面入渗、产流机制具有重要意义。为此，本研究在六盘山香水河小流域的华北落叶松林坡面，设置3条样线，沿每条样线调查不同土层深度下的土壤饱和导水率，并测定土壤物理性质，利用经典统计和地统计的方法，分析不同土层土壤饱和导水率的空间变异特征，并揭示影响其空间变异的主导因素。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于黄土高原西部的六盘山香水河小流域(35°27′22.5″—35°33′29.7″N，106°12′10.6″—106°16′30.5″E)，面积为43.7 km2，海拔范围2 010～2 942 m；属暖温带半湿润气候，年均气温6.0℃，年均空气湿度60%～70%，年均降水量618 mm，集中在6—9月，无霜期100～130 d。土壤类型主要为山地灰褐土，厚度为30—100 cm，土壤石砾含量较高。植被类型主要以天然次生林和人工林为主，华北落叶松作为该区主要的人工林树种，占人工林总面积的90%。

选取东南坡向的同龄(39 a，2020年)华北落叶松人工林坡面。海拔范围2 259～2 478 m。平均坡度为27.8°。坡面生长着林龄为39 a的华北落叶松人工纯林。林分密度为822株/hm2。平均树高17.1 m，平均胸径19.8 cm。林下灌木稀少，覆盖度在5%左右，以蒙古荚迷(Viburnummongolicum)、秦岭小檗(Berberiscircumserrata)为主。草本多为东方草莓(Fragariaorientalis)和华北苔草(Carexhancokiana)，覆盖度在40%左右。

1.2 土壤物理性质测定

于2020年9月，沿坡设立3条样线，样线间距15 m；每条样线自上而下每隔30 m设置一个取样点，3条样带共设取样点48个。用200 cm3体积的环刀在各个样点按0—20，20—40，40—60，60—80，80—100 cm土层的中部取原状土样，取样时环刀竖直向下(与土壤垂直水分运动方向一致)。带回室内后，先测定最大持水量、毛管持水量、田间持水量、毛管孔隙度、非毛管孔隙度和总孔隙度等物理性质指标，然后用双环刀有压入渗法测定土壤饱和导水率，用烘干法测定土壤容重，最后用排水法测定石砾含量。

1.3 空间变异分析

对数据进行平方根变换，数据转化后的饱和导水率在研究范围内符合随机分布特征。在经典统计学中，变异系数CV是对变异特征分析的衡量参数。变异系数CV来表示变异程度的强弱，变异程度的等级划分为弱变异(CV≤ 0.1)、中等变异(0.1

地统计学中常用半方差函数作为空间格局的分析方法。半方差函数基本参数为块金值(C0)、基台值(C0+C)和变程(a)。块基比〔C0/(C0+C)〕用来判断变量空间自相关的程度，块基比>0.75，表示弱空间自相关；0.25～0.75表示中等空间自相关；<0.25，表示强空间自相关。变程(a)是变量空间自相关范围大小的参数。两点空间距离越大，空间自相关性越弱。当两点空间距离大于变程后，两点的空间自相关性就不存在。

利用GS+9.0软件进行半方差函数分析，利用 ArcGIS 10.3对不同土层土壤饱和导水率进行Kriging插值，绘制土壤饱和导水率Kriging空间分布图。

1.4 统计分析

利用SPSS 26.0软件进行Pearson相关分析，分析土壤饱和导水率与容重、最大持水量、毛管持水量、田间持水量、毛管孔隙度、非毛管孔隙度、总孔隙度及石砾含量的关系，确定其空间变异的主要影响因素。

2 结果与分析

2.1 坡面土壤饱和导水率基本统计特征

由表1可知0—20，20—40，40—60，60—80，80—100 cm土层土壤饱和导水率变化范围分别为0.09～3.22，0.09～3.76，0.03～6.29，0.02～3.75，0.06～4.06 mm/min，平均值为0.67，0.71，0.93，1.06，1.10 mm/min，变异系数为0.86，0.95，1.15，0.85，0.83，40～60土层土壤饱和导水率为强变异，其他土层均为中等变异。

表1 土壤饱和导水率的统计特征

2.2 坡面土壤饱和导水率的空间变异特征

2.2.1 土壤饱和导水率的半方差函数分析 土壤饱和导水率的半方差函数在不同土层存有差异(表2)，0—20 cm土层为线性模型，20—40，40—60，60—80 cm土层为指数模型；80—100 cm土层为高斯模型。各层土壤饱和导水率块金值均为正值；0—20，20—40，40—60，60—80，80—100 cm土层的块基比分别为0.710，0.132，0.128，0.135，0.349，表明土壤饱和导水率在0—20，80—100 cm土层属中等空间自相关性，在20—40，40—60，60—80 cm属强空间自相关性。各层土壤饱和导水率变程分别为30.9，27.3，11.4，21.0，26.5 m。随土层的加深，空间自相关范围先减后增，0—20 cm土层土壤饱和导水率的空间自相关范围最大，其次是20—40，80—100，60—80 cm土层，40—60 cm土最小。

表2 土壤饱和导水率的半方差函数理论模型及其相关参数

2.2.2 坡面土壤饱和导水率的空间分布格局 图1为坡面土壤饱和导水率的空间分布格局图。由图可知，坡面土壤饱和导水率有明显的空间异质性。0—20 cm土层饱和导水率层次分明，空间分布格局呈条带状。饱和导水率极大值出现在坡面底部。由坡底到坡顶，土壤饱和导水率逐渐变小。20—40 cm土层空间分布斑块较大，相比其他土层，连续性较好。40—60 cm土层土壤饱和导水率较小，但斑块状小且多，空间格局较复杂。60—80 cm土层空间分布格局最为复杂，斑块小且多，连续性较差。80—100 cm土层斑块较大，空间异质性较强。整体而言，土层越深，斑块越小且越多，斑块状越明显，土壤饱和导水率空间分布格局较复杂。坡面中上部土壤饱和导水率较小，下部饱和导水率较大。各土层的极值均出现在坡面的边缘。

2.3 坡面土壤饱和导水率空间变异的影响因素

土壤饱和导水率与土壤物理性质的相关性分析见表3，土壤饱和导水率与土壤物理性质的相关性表现为土壤毛管孔隙度>田间持水量>石砾含量>毛管持水量>非毛管孔隙度。土壤饱和导水率与石砾含量呈极显著(p<0.01)正相关、与非毛管孔隙度呈显著(p<0.05)正相关、与毛管持水量、田间持水量和毛管孔隙度呈极显著(p<0.01)负相关。与容重、最大持水量、总孔隙度不相关。

3 讨 论

研究坡面0—100 cm土壤饱和导水率均值为0.89 mm/min，高于其他地区的人工林坡面[11]，表明华北落叶松人工林坡面土壤透水能力较好。土壤饱和导水率最大值出现在40—60 cm土层，说明该土层透水性较好。随土层的加深，土壤饱和导水率均值逐渐增大，这与刘春利等在黄土高原水蚀风蚀交错区得到的随土层加深，土壤饱和导水率呈下降的趋势[12]的结论有所不同，这可能与不同地区的土壤结构、植被条件不同有关。本研究中，由于华北落叶松根系主要分布在0—60 cm土层，加之表层草本、灌木等根系的分布，0—60 cm土层土壤饱和导水率受根系影响较大，植物根系可增大土壤孔隙度，进而影响土壤饱和导水率，这可能是土壤饱和导水率随土层深度增加逐渐增大的一个原因；另外，研究区地貌类型为黄土区—土石山区的过渡带，60—100 cm土层多为土壤母质层，石砾含量随土层深度增加逐渐增高，进而使得土壤饱和导水率也变大。土壤饱和导水率的变异系数随土层加深同样表现为先增大后减小的趋势，40—60 cm土层最大，这可能是石砾含量和根系生物量对土壤孔隙综合作用的结果。

图1 土壤饱和导水率的空间分布格局

表3 土壤饱和导水率与土壤物理性质的相关系数

各土层土壤饱和导水率均具有较明显的基台值，变化范围在0.047～0.220，说明1 m土层范围内的土壤饱和导水率具有明显的空间依赖性。各土层基台值总体小于刘春利等[12]在黄土高原风蚀水蚀交错区的研究结果以及张川等[5]在喀斯特灌丛坡面的研究结果。这可能是相较于灌丛坡面和草地坡面，森林坡面土壤饱和导水率空间分布格局更加稳定。随土层的加深，块金值先减小后增大，在80—100 cm土层最大，表明该层土壤饱和导水率的随机误差最大。20—40，40—60，60—80 cm土层土壤饱和导水率呈强空间自相关，0—20，80—100 cm土层土壤饱和导水率呈中等空间自相关，这不同于黄土高原风蚀水蚀交错区的结果。这是因为森林坡面土壤受到乔木、灌木、草地综合作用，空间自相关程度比起单一植被结构的草地坡面更弱。变程可以反映空间自相关范围的大小[13]。各土层变程呈先减小后增大的趋势。在0—20 cm土层最大，40—60 cm土层最小。因此，在实际的采样过程中，应减小0—20 cm土层的采样密度，适当增大采样间距，增大40—60 cm土层的采样密度，减小采样间距。除80—100 cm土层外，土壤饱和导水率沿坡面自下而上呈递减趋势。这可能是由于土壤饱和导水率受地形条件、植被等的综合影响，下坡位相比上坡位地形更陡峭，石砾含量更多，人类活动更加剧烈，导致下坡位土壤饱和导水率空间格局斑块状更为明显。随土层的加深，土壤饱和导水率空间结构越复杂。这可能与不同土层石砾含量的坡面空间分布差异明显有关。各土层极值均出现在坡面边缘，这可能是因为坡面边缘地形复杂多变，地形对坡面水分运动、土壤机械组成、植物根系等空间分布格局有重要影响，进而影响土壤饱和导水率。

土壤物理性质是影响土壤饱和导水率的主导因素，但在不同植被和土壤质地下的影响因素也存在差异。如土壤容重和毛管孔隙度是影响晋西黄土丘陵区主要人工林土壤饱和导水率的主导因子[14]。最大持水量、毛管孔隙度、砂砾和土壤容重是影响黄土高原六道沟小流域草地和林地坡面土壤饱和导水率的主要因素[15]。本研究中，毛管孔隙度、田间持水量、石砾含量、毛管持水量和非毛管孔隙度是影响华北落叶松人工林土壤饱和导水率的主要因子，这与许振欣等[11]在南亚热带典型人工林的研究结果相似。土壤毛管孔隙度越大，土壤中的毛管力越大，悬浮在土壤中的毛管水聚集，土壤吸水能力变强，导致土壤饱和导水率变小[16]；非毛管孔隙度越大，土层中的水分下渗速度越快，土壤饱和导水率越大[17]；石砾间的间距会让土壤中非毛管大孔隙增加，进而使土壤通透性变好，土壤饱和导水率增加[6]；田间/毛管持水量的增加，利于土壤水分的保持，土壤下渗的水量将变小，导致土壤饱和导水率变小[18]。

本研究中，只探讨了土壤物理性质对土壤饱和导水率的影响，但有机质含量、土壤质地(粉粒、砂粒、黏粒)、地形因子会对土壤导水性能也有重要影响[19-21]。在未来的研究中还需考虑有机质、土壤结构和地形因子的影响。

4 结 论

(1) 华北落叶松人工林坡面土壤饱和导水率变化范围为0.02～6.29 mm/min，且随土层的加深，逐渐增大。40—60 cm土层土壤饱和导水率的变异最大，属强变异，其他土层均为中等变异。

(2) 土壤饱和导水率在0—20，80—100 cm土层属中等空间自相关性，在20—40，40—60，60—80 cm属强空间自相关性。随土层的加深，空间自相关范围先减后增，在0—20 cm土层最大，在40—60 cm土层最小。

(3) 石砾含量、非毛管孔隙度、毛管持水量、田间持水量和毛管孔隙度是影响研究坡面土壤饱和导水率的主要因素。