人工生态防护体系土壤水分物理特征的模拟分析

人工生态防护体系土壤水分物理特征的模拟分析

生物土壤（bcs）是由土壤表面由苔藓、藻、土壤等隐花植物和微生物组成的有机综合体组成的。它们广泛分布于干旱和干旱地区。由于生物土壤结皮在干旱区生态恢复中所具有的独特生态功能,生物土壤结皮研究愈来愈引起人们的广泛关注,成为荒漠化地区防沙治沙和生态恢复研究的热点问题[3～5]。生物土壤结皮中的细粒物质(沙粒、粉粒、粘粒)不是以单独颗粒形式存在,而是被微生物(主要是细菌,少量放线菌与真菌)菌丝体、凝胶体或其分泌的多聚糖、黏液质鞘粘连,或者被藻类、地衣和苔藓的假根捆绑起来,与微生物、藻类、地衣和苔藓等隐花植物一起形成完整的生物土壤结皮。大量研究报道了生物土壤结皮的固土培肥,增加土壤养分,改变土壤水分状况等方面的生态功能[1,5～14]。我国腾格里沙漠东南缘人工植被固沙区降尘的累积构成了微生物土壤结皮中非生物成分的主体,并不断改变着生物土壤结皮层的土壤物质平衡。对不同固沙年限沙丘迎风坡结皮层机械组成分析表明,随着沙丘固定时间的延长,生物土壤结皮中<0.002mm粘粒含量不断增加,而0.05～0.5mm砂粒的比例不断降低。肖洪浪等认为,流沙固定过程中土壤-植被系统向地带性方向演替,水分和养分的表聚行为导致了生物系统浅层化的过程。土壤剖面分化、结皮层形成和土体构型的改变导致土壤水分保持能力和入渗、再分配过程的变化,形成了土壤-植被系统全新的水环境。生物土壤结皮对土壤-水分关系的影响具有高度的地区/区域特征。生物土壤结皮盖度以及结皮中蓝藻、地衣、苔藓的构成比例等指标所反映的生物土壤结皮发育程度,区域气候状况,地表粗糙度,土壤质地与结构等均明显影响特定地区的水文循环过程土壤质地对水文循环的影响作用极其重要甚至会超过生物土壤结皮比如对胀缩性粘土来说,无论其表面有无生物土壤结皮存在,它的入渗速率相对较低。有关生物土壤结皮对水文循环的影响目前存在着两种截然不同的观点,一些学者认为生物土壤结皮的存在有利于水分入渗,而另一些学者则认为其存在降低了水分入渗。另外,George等采用栽培室与野外试验相结合的方法,研究了生物土壤结皮对土壤水分损失的影响,认为生物土壤结皮可以通过增加表层土壤水流阻力来提高土壤水分的有效性。本文通过确定荒漠人工植被区表层土壤水力学参数,对生物土壤结皮的水文物理特征进行分析,对草原化荒漠地区土壤水分动态模拟与基于土壤有效水分动态变化特征的区域植被建设及优化管理提供基础理论解释。1学习方法1.1生物土壤结皮的原位取样方法试验在中国科学院沙坡头沙漠试验研究站(37°32′N,105°02′E)人工植被生态防护体系内进行,试验区格状沙丘由西北向东南倾斜,呈阶梯状分布。沙丘主梁呈新月型沙丘链形态,走向为西北-东南方向,海拔高度约为1300m,相对高差15～20m。本区域主风方向为西北风和西北西风,2m高度处年均风速2.1m/s。流动沙丘区风沙土0～5cm剖面土壤容重在1.45～1.63g/cm3之间变化,平均为1.57±0.07g/cm3;而表层0～5cm生物土壤结皮容重在1.05～1.39g/cm3之间变化,平均为1.21±0.03g/cm3(表1)。自1956年开始,我国几代沙漠科学工作者先后于1956、1964、1965、1966、1973、1981、1982、1984、1987与1989年数年内,沿包(头)-兰(州)铁路中卫甘塘段两侧逐步向北、向南及东西方向推进,采用半隐蔽式草方格沙障(1m×1m)对流动沙丘进行固定。然后在人工固定的沙丘表面沿东北-西南方向栽植黄柳、乔木沙拐枣、沙木蓼、柠条、油蒿和花棒等灌木幼苗,防护林呈条带状,垂直于盛行风西北风方向。累年栽植固沙灌木固定以后,沿铁路东西走向形成长16000m,北侧500m、南侧200m宽的人工固沙生态防护体系。由于1956年初始栽植的人工植被区生物土壤结皮发育程度最好,该区76个调查点原位取样测定结果显示,生物土壤结皮最小厚度3.5cm,最大为6.8cm,平均厚度为5.1cm(表2)。因此,选择在该样区内设置固定取样观测样方10个(1m×1m);同时,在流动沙丘区选择3个样点,取相同深度的土壤样品作为对照。1.2土壤水分的表征田间直接测定项目与方法:由于生物土壤结皮表面凹凸不平,常规环刀法取样难以真实反映表层容重,因此用石蜡固定法(容积代换法)测定;沙丘沙容重用标准环刀(直径与高度均为5cm,容积100cm3)取样法测定。由表2可知,生物土壤结皮平均厚度5.1cm,其中值与众数分别为5.2cm,5.4cm。因此,取有生物土壤结皮表层0～5cm土样,已能代表该地区的生物土壤结皮。0～5cm土壤体积含水率用TraseSystemI时域反射仪测定美国仪器公司然后取表层土样均匀混合后带回中国科学院寒区旱区环境与工程研究所土壤实验室分析。土壤颗粒分析用MS-S激光粒度分析仪(英国Malvern仪器公司)。非饱和土壤水力传导度取原状土采用Star-1非饱和土壤水力传导度(荷兰瓦赫宁根大学土壤物理实验室研制)测定;饱和土壤导水率(Ks)用Guelph入渗仪(Model2800K1GuelphPermeameter,美国Soilmoisture仪器公司)在野外直接测定。土壤体积含水率与土壤基质势对应关系由压力陶土板系统(15BarCeramicPlateExtractor,美国Soilmoisture仪器公司)测定,土壤饱和含水率(θs)相当于总孔隙度,由土壤容重换算得到;土壤滞留含水率(θr)近似为风干土壤含水率;参数α,m,n的确定应用vanGenuchten土壤水分特征曲线拟合:式中θs为土壤饱和含水率,cm3/cm3;θr为土壤滞留含水率,cm3/cm3;h(≤0)为土壤基质势,cm;α(1/cm),n,m为参数,其中m=1-1/n。在不收缩的土壤中,根据水分特征曲线可以计算出当量孔径的分布。当量孔径为非饱和土-水系统中,与一定土壤水吸力对应的产生毛细管作用的土壤有效孔径。由以下公式求得:式中d为毛管孔隙直径,mm;σ为水的表面张力系数,室温下一般为72×10-5N/cm;s为土壤水吸力(等于土壤基质势的负值)水头,cm。为了表述方便,定义无量纲土壤水分含量参数Θ为根据Mualem通过土壤水分特征曲线估算非饱和土壤水力传导度K(h)及土壤水弥散系数D(Θ)的方法有:基于vanGenuchten方程(1)模拟的土壤水力参数并应用式(5),计算得到生物土壤结皮与沙丘沙非饱和土壤水力传导度K(h)与土壤基质势关系,并与Star-1非饱和土壤水力传导度测定结果比较。2试验结果与分析2.1沙区土壤含水率土壤水分特征曲线能够反映土壤水分的有效性。由于土壤水分特征曲线的变化特征在高土壤基质势范围内主要取决于土壤结构,它与毛管上升作用力有关,而在低土壤基质势范围内受土壤质地的制约,因此在低土壤基质势作用影响下,很可能与土壤的孔隙数量和孔隙特性有关。沙丘沙体积含水率的变化范围在0.0046～0.042cm3/cm3之间,生物土壤结皮为0.04～0.1349cm3/cm3(图1,图2;表3)。当土壤基质势在-300～-15000cm水头之间变化时,生物土壤结皮含水率在0.0931～0.0446cm3/cm3之间,土壤有效含水率为0.0485cm3/cm3;沙丘沙含水率在33之间土壤有效含水率为0.026cm3/cm3。通过计算土壤田间持水量与凋萎湿度差值的方法,比较得出研究区温带荒漠人工植被生物土壤结皮的有效含水率比沙丘沙含水率高0.0225cm3/cm3。2.2生物土壤结皮的持水能力当量孔径在0.002～0.06mm范围内时,孔隙的毛管作用明显,其中的水分能够运动,毛管传导率大,土壤水分易被植物吸收利用,是对植物最有效的水分。当土壤基质势低于-5000cm时,两种试验土壤的持水能力依次为:生物土壤结皮>沙丘沙。长期监测的土壤水分值低于0.03cm3/cm3,土壤干旱成为胁迫植物正常生长的制约因素,土壤基质势处于<-5000cm的状况。因此,仅在降水补给条件下生物土壤结皮的持水能力大于沙丘沙。比较而言,如果沙丘沙基质上发育生物土壤结皮,这种土壤结构所形成的剖面层次将会减少入渗水量;若砂粘土表层有生物土壤结皮发育,则有助于提高降水入渗量。与Hillel等的研究结果“细粒土壤层基质势将阻止土壤水分入渗到相对大孔隙的粗粒土壤层”相一致。所以,只有当细粒土壤剖面达到饱和以后,土壤水分才可能渗入深部粗粒土壤剖面层。2.3土壤基质势、土壤基质势均与土壤结皮同工性的关系Star-1非饱和土壤水力传导度测定系统所测定的土壤基质势范围在-1～-1000cm之间,因此与拟合结果的比较仅限定在此范围之内,沙丘沙与生物土壤结皮的拟合决定指数分别为0.997与0.9971。图3表明,随着土壤基质势的不断降低,沙丘沙非饱和水力传导度呈指数趋势递减,而生物土壤结皮非饱和水力传导度随土壤基质势的降低(h=-3000cm)下降至0.077cm/d以后趋于回升,当土壤基质势在>-3000～-15000cm之间变化时,其非饱和水力传导度一直维持在平均0.3±0.03cm/d的水平。在土壤基质势较高的初始阶段(h=0～-10cm),生物土壤结皮非饱和水力传导度略高于沙丘沙,尔后急剧降低。当h=-300cm时,生物土壤结皮含水率为0.0931cm3/cm3,K值仅为27.4cm/d,沙丘沙含水率为0.0357cm3/cm3,K值仍高达158.2cm/d。但是当h降至-3000cm时,生物土壤结皮含水率为0.0503cm3/cm3,K值出现回升,平均K值为0.3cm/d,而沙丘沙含水率为0.0172cm3/cm3,K值降低至0.002cm/d以下2.4生物土壤结皮与沙丘沙材料的机械组成特征根据vanGenuchten方程(1)模拟的土壤水力参数(表3),并应用式(5),计算得到生物土壤结皮与沙丘沙非饱和弥散系数与土壤含水率之间的变化关系(图4,图5)。比较生物土壤结皮与沙丘沙非饱和弥散系数变化过程(图4,图5),当沙丘沙含水率由0.005增加至0.042cm3/cm3时,其非饱和弥散系数由0.0008上升至10848.3cm2/d;当生物土壤结皮含水率由0.0412增加至0.1249cm3/cm3时,其非饱和弥散系数由0.00005上升至3181.4cm2/d。生物土壤结皮与沙丘沙两种土壤类型的质地差异直接影响非饱和弥散系数的变化。从表1生物土壤结皮与沙丘沙0～5cm深度机械组成分析可以看出,表层沙丘沙粉粒(粒径0.002～0.05mm)含量仅占0.02%,其余99.98%全部为沙粒。而生物土壤结皮粘粒(粒径<0.002mm)含量为4.3%,沙粉粒(粒径0.002～0.05mm)含量占13.76%,沙粒含量降低为81.94%。两种土壤质地差异巨大,生物土壤结皮中粉粒、粘粒含量的增高,提高了土壤的聚集稳定性,是导致其非饱和弥散系数降低的主要原因。3生物土壤结皮的影响形成于干旱温带荒漠地区的生物土壤结皮的水文物理特性具有典型的微地域差异性,且随着土壤含水率的变化表现出非线性特征;与该地区原始流动沙丘沙比较,生物土壤结皮既具有较强的保持水分的能力,同时其非饱和水力传导度在随土壤含水率降低递减至一定值时,出现回升并能够维持在一个较高的水平,这一点完全区别于原始流动沙丘沙。本文研究结果支持Harper等与George等的结论,生物土壤