苗純萍 李雪華 蔣德明 賈美玉 韓旭

(中國科學(xué)院沈陽應(yīng)用生態(tài)研究所,沈陽,110016)

科爾沁沙地丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體土壤含水量的空間異質(zhì)性1)

苗純萍 李雪華 蔣德明 賈美玉 韓旭

(中國科學(xué)院沈陽應(yīng)用生態(tài)研究所,沈陽,110016)

運(yùn)用半方差分析、單因素方差分析和Duncan多重比較方法，對科爾沁沙地丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體土壤含水量的時(shí)空變化進(jìn)行了分析。結(jié)果表明：土壤含水量的季節(jié)動(dòng)態(tài)與降水量的變化趨勢保持一致，6月份降水量和土壤含水量最高。土壤含水量由高到低的趨勢為：過渡帶、丘間低地、流動(dòng)沙丘。流動(dòng)沙丘和過渡帶的土壤含水量隨著土壤深度的增加而增加，丘間低地的土壤含水量隨著土壤深度的增加而降低。流動(dòng)沙丘的土壤含水量在較小尺度上具有90%的空間自相關(guān)性，過渡帶的土壤含水量在較大尺度上具有強(qiáng)烈的空間自相關(guān)性。丘間低地表層的土壤含水量在較大尺度上具有中等的空間自相關(guān)性。

沙地丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體；土壤含水量；空間自相關(guān)性

We studied the spatial and temporal variation of soil water content by semi-variance analysis, one-way ANOVA and Duncan multiple comparisons. The seasonal dynamic of soil water content was consistent with the rainfall, and both of them were highest on June. The soil water content decreased from the ecotones to the interdune lowlands, to the active sand dunes. Both the soil water content on the active sand dunes and ecotones were increased with the increasing of soil depth, whereas, it was decreased with the increasing of soil depth on the interdune lowlands. The spatial autocorrelation of soil water content on the active sand dune was 90% at fine scale, however, the autocorrelation on the ectone was strong at coarser scale. The spatial autocorrelation on the upper soil layer of interdune lowlands was moderate at the coarser scale.

荒漠化是當(dāng)今世界面臨的最為嚴(yán)峻的環(huán)境問題[1]。沙漠化是干旱、半干旱地區(qū)氣候變化和人為活動(dòng)等干擾導(dǎo)致的土地退化[2]。中國干旱半干旱區(qū)占國土面積的比例為34.6%，其中80%干旱半干旱區(qū)面臨嚴(yán)重的沙漠化[3]。土地沙漠化已嚴(yán)重影響景觀格局，并造成植被和物種多樣性的消失[4-6]。

科爾沁沙地是我國北方農(nóng)牧交錯(cuò)的典型區(qū)域，也是近年來沙漠化最為嚴(yán)重的地區(qū)[7]。丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體是科爾沁沙地重要的風(fēng)沙地貌類型。丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體包括流動(dòng)沙丘、過渡帶和丘間低地3個(gè)部分[8-9]。流動(dòng)沙丘的形成是干旱半干旱地區(qū)土壤退化的產(chǎn)物[10]。由于流動(dòng)沙丘土壤貧瘠，沙埋、風(fēng)蝕和風(fēng)沙移動(dòng)嚴(yán)重，一方面造成土壤種子庫密度較低，另一方面不利于大多數(shù)物種的侵入、補(bǔ)充和存活，因此，植被自然恢復(fù)進(jìn)程相對緩慢[11-13]。過渡帶是由流動(dòng)沙丘沿著主風(fēng)向推移后造成原來沙丘覆蓋的地表裸露而形成，有學(xué)者將其稱為退沙畔[14]。丘間低地是流動(dòng)沙丘在強(qiáng)烈的季風(fēng)作用下，風(fēng)蝕、風(fēng)積共同作用而形成的一種單獨(dú)的地貌單元。多數(shù)丘間低地植被發(fā)育良好、地下水位接近地表且波動(dòng)頻繁[15-16]，具有重要的儲(chǔ)種、保種和種群擴(kuò)散的作用。

土壤水分狀況是沙地生態(tài)系統(tǒng)的重要生態(tài)因子，決定著沙地土壤的發(fā)育、演化和土地產(chǎn)力，制約著沙地植被的形成和發(fā)展[7，17]。土壤水分動(dòng)態(tài)和水分的空間異質(zhì)性是沙地土壤水分研究的重要內(nèi)容[7]。沙漠化地區(qū)土壤持水能力弱，水分蒸發(fā)快，土壤含水量是植被恢復(fù)最關(guān)鍵的因素[18-19]。土壤水分的分布特征，往往是沙地演替早期階段先鋒植被分布格局的決定性因素。隨著植物的定居、生長和植被的演替，土壤水分和養(yǎng)分資源的分布格局發(fā)生改變，從而又影響到植被格局。本文擬采用地統(tǒng)計(jì)學(xué)分析和方差分析方法，對科爾沁沙地流動(dòng)沙丘、過渡帶和丘間低地等沙化地區(qū)的土壤含水量的空間異質(zhì)性進(jìn)行分析，為丘間低地生態(tài)系統(tǒng)功能的維持和流動(dòng)沙丘、過渡帶的植被恢復(fù)提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)域位于科爾沁沙地腹地，內(nèi)蒙古自治區(qū)翁牛特旗烏蘭敖都地區(qū)(海拔479 m)。該地區(qū)屬溫帶大陸性半干旱氣候，平均年降水量284.4 mm，其中6—8月的降水占全年的70%以上，年蒸發(fā)量是降水量的6～7倍。年平均氣溫約為6.3 ℃；≥10 ℃的年積溫為3 000～3 200 ℃，無霜期140～160 d；全年大氣濕度為50%～55%，季節(jié)變化明顯；年平均風(fēng)速4.4 m/s，年大風(fēng)(>16 m/s)時(shí)間為21～80 d。土壤類型主要為退化的沙質(zhì)栗鈣土和風(fēng)沙土。流動(dòng)沙丘以隨機(jī)分布的沙米(Agriophyllumsquarrosum)為主要物種，蓋度<5%。丘間低地的優(yōu)勢物種有綠珠藜(Chenopodiumacuminatum)、狗尾草(Setariaviridis)、山竹巖黃蓍(Hedysarumfruticosum)，紅柳(Salixmicrostachya)、小葉錦雞兒(Caraganamicrophylia)等。

2 研究方法

2.1 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

2012年4月，分別于流動(dòng)沙丘、過渡帶和丘間低地各設(shè)置1個(gè)50 m×50 m的樣地，每5 m取一個(gè)樣點(diǎn)，每個(gè)樣地取樣100個(gè)。土層分三層(0～10、>10～20、>20～30 cm)測定土壤含水量。測量用時(shí)域反射計(jì)(TDR)，測量前已將TDR校正為質(zhì)量含水量。測量時(shí)間為2012年4月15日到8月31日，每15 d測定一次，共測量10次。

2.2 數(shù)據(jù)處理

采用地統(tǒng)計(jì)學(xué)軟件GS+作半方差分析，分析土壤水分的空間變異特征。半方差計(jì)算公式為：

其中：γ(h)為空間距離為h時(shí)的半方差值，N(h)為被空間距離h劃分的對數(shù)，xi為初始值，yi為末端值。以γ(h)為縱坐標(biāo)，空間距離h為橫坐標(biāo)作圖，得到半方差圖。半方差圖的結(jié)構(gòu)可以用3個(gè)主要的參數(shù)來表示，即塊金方差(C0)、基臺(tái)值(C0+C)和自相關(guān)閾值(A)。塊金方差(C0)是半方差圖在縱軸上的截距，源于小于取樣間隔的空間尺度上的變異和隨機(jī)誤差?；_(tái)值(C0+C)是半方差隨空間距離的增加而不再增加，達(dá)到水平時(shí)的值；塊金方差與基臺(tái)值之比反映了隨機(jī)變異在整個(gè)空間變異中的作用大小(塊金效應(yīng))[20]。自相關(guān)閾值(A)是半方差達(dá)到基臺(tái)值時(shí)的空間距離，在自相關(guān)閾值范圍內(nèi),格局或過程變量之間具有較強(qiáng)的空間自相關(guān)性;而超過該閾值,格局或過程變量之間近似相互獨(dú)立,表現(xiàn)出較弱的空間自相關(guān)性和較強(qiáng)的隨機(jī)性[21]。

采用SAS 9.2軟件進(jìn)行單因素分析和Duncan多重比較，P<0.05視為存在顯著差異，利用Microsoft Excel 2010軟件完成作圖。

3 結(jié)果與分析

從4月中旬到8月底，流動(dòng)沙丘土壤含水量呈先逐漸增加后逐漸下降的趨勢(見表1)。其中，6月中旬土壤含水量較高，4月中旬和8月底土壤含水量較低。過渡帶和丘間低地的土壤含水量與流動(dòng)沙丘呈現(xiàn)相似的月動(dòng)態(tài)變化趨勢，土壤含水量同樣先增加后逐漸降低，且六月中旬的土壤含水量最高。

表1 2012年4—8月流動(dòng)沙丘、過渡帶、丘間低地土壤含水量動(dòng)態(tài)

%

注：表中數(shù)值為“平均值±標(biāo)準(zhǔn)誤”。

由表2可知，4月的降雨天數(shù)為3天，是該時(shí)間段內(nèi)降雨天數(shù)最少的月份。6月份的降雨天數(shù)最多，為14天，7月份次之，為12天。6月14日的日降水量最高，達(dá)到59.2 mm，7月22日的日降水量次之，為51.2 mm。6月中旬降雨天數(shù)多，降雨量大，與6月中旬的土壤含水量最高相吻合。

由圖1可知，流動(dòng)沙丘0～10 cm土層的土壤含水量顯著低于>10～20、>20～30 cm土層；流動(dòng)沙丘>20～30 cm土層的土壤含水量高于>10～20 cm土層，但無顯著差異。過渡帶>20～30 cm土層的土壤含水量顯著高于10～20 cm土層，而>10～20 cm土層的土壤含水量又顯著高于0～10 cm土層。丘間低地0～10 cm土層的土壤含水量顯著高于>10～20、>20～30 cm土層，>10～20 cm土層的土壤含水量略高于>20～30 cm土層，但無顯著差異?？傊?，流動(dòng)沙丘和過渡帶的土壤含水量隨著土壤深度的增加而增加，丘間低地的土壤含水量對著土壤深度的增加而降低。

圖1 流動(dòng)沙丘、過渡帶和丘間低地的土壤含水量的比較及分層比較

流動(dòng)沙丘0～10 cm土層的土壤含水量顯著低于同層過渡帶和丘間低地，而過渡帶和丘間低地0～10 cm土層的土壤含水量無顯著差異。過渡帶>10～20 cm土層的土壤含水量顯著高于同層流動(dòng)沙丘和丘間低地，而流動(dòng)沙丘和丘間低地>10～20 cm土層的土壤含水量無顯著差異；過渡帶>20～30 cm土層的土壤含水高于同層流動(dòng)沙丘和丘間低地，且三者之間差異顯著。總之，過渡帶的土壤含水量高于丘間低地和流動(dòng)沙丘。

由表3可知，流動(dòng)沙丘0～10、>10～20、>20～30 cm土層的土壤含水量的半方差圖用指數(shù)模型擬合，土壤含水量的塊金效應(yīng)分別為11.617%、9.471%、12.883%，自相關(guān)閾值分別為3.96、5.19、4.73 m。流動(dòng)沙丘的土壤含水量約90%的空間異質(zhì)性來源于空間自相關(guān)性，10%左右來源于隨機(jī)因素。

過渡帶0～10、>10～20、>20～30 cm土層的半方差圖都用球狀模型擬合，三者的半方差都隨著空間尺度的增加而增加。0～10、>10～20、>20～30 cm土層土壤含水量的塊金效應(yīng)分別為14.775%、10.004%、6.691%，自相關(guān)閾值分別為33.08、37.13、34.38 m。過渡帶土壤含水量的空間異質(zhì)性主要來源于空間自相關(guān)性。

丘間低地0～10 cm土層土壤含水量半方差圖用球狀模型擬合，其塊金方差為0.381，基臺(tái)值為0.898，塊金效應(yīng)為42.428%，自相關(guān)閾值為36.15 m。而>10～20、>20～30 cm土層土壤含水量的半方差圖分別用指數(shù)模型和球狀模型擬合，塊金效應(yīng)依次為2.043%和0.387%，自相關(guān)閾值分別為2.98、9.84 m。丘間低地>10～20、>20～30 cm土層土壤含水量的空間異質(zhì)性主要來源于空間自相關(guān)性。

表3 丘間低地-流動(dòng)沙丘聯(lián)合體土壤含水量的半方差擬合模型及相關(guān)參數(shù)

4 結(jié)論與討論

丘間低地過渡帶地下水位高，且根系的持水量強(qiáng)，土壤含水量高于流動(dòng)沙丘。但丘間低地灌叢枝條以及地面落葉等覆蓋物截留降雨，使得丘間低地的水分輸入減少，土壤含水量低于過渡帶。流動(dòng)沙丘的土壤含水量在較小尺度上具有強(qiáng)烈的空間自相關(guān)性，而過渡帶的土壤含水量在較大尺度上的空間自相關(guān)性強(qiáng)烈，丘間低地表層的土壤含水量在較大尺度上具有中等的空間自相關(guān)性。

科爾沁沙地丘間低地流動(dòng)沙丘聯(lián)合體4—8月的土壤含水量呈先升高后降低的變化趨勢，這與內(nèi)蒙古渾善達(dá)克沙地5—9月份的土壤水分的變化趨勢一致[22]。土壤含水量的這種變化趨勢對當(dāng)?shù)亟邓康臅r(shí)空變化有很強(qiáng)的依賴性[7]。降水量是土壤水分供給的一個(gè)重要來源，降水量多有利于土壤含水量的增加[23]。另外，由于本試驗(yàn)區(qū)降水少，且水分蒸發(fā)強(qiáng)烈，所以降水對該地區(qū)深層土壤水分的影響微弱，對淺層土壤的含水量的影響較為顯著，而對深層土壤含水量的作用不明顯[24]。

土壤含水量的垂直變化受降水量的大小、沙土的機(jī)械組成、植物根系分布和根量等多種因子的綜合影響[25]。流動(dòng)沙丘和過渡帶的土壤含水量隨著土壤深度的增加而增加。主要原因是流動(dòng)沙丘土壤結(jié)構(gòu)松散，土壤毛細(xì)管作用力弱，沙丘地表存在干沙層，對深層土壤的蒸發(fā)有阻礙作用。另外，流動(dòng)沙丘和過渡帶植被較少，受風(fēng)沙影響蒸發(fā)量大，在降水以后土壤表層水分立即蒸發(fā)，而深層土壤水分蒸發(fā)較小，故隨著土壤深度的增加，流動(dòng)沙丘和過渡帶的土壤含水量逐漸增加[26]。丘間低地的土壤含水量隨著土壤深度的增加而降低。由于丘間低地植被相對豐富，降水后，植物固定了大量水分；植物的存在也使沙丘流動(dòng)變緩，促使結(jié)皮的形成，減少了表層水分的蒸發(fā)；隨著丘間低地植被生物量的增加，特別是淺根性植物的增加，根系對自然降水截留能力提高，使深層土壤水分補(bǔ)給不足[27]。因此，隨著深度的增加，丘間低地土壤含水量逐漸減少。這與趙從舉等[28]的研究結(jié)果一致。

科爾沁沙地過渡帶的土壤含水量高于丘間低地和流動(dòng)沙丘。雖然丘間低地和過渡帶的地下水位都較高，但由于丘間低地灌叢枝條以及地面落葉等覆蓋物截留降水，使丘間低地的水分輸入減少，因此，土壤含水量低于過渡帶。由于丘間低地地下水位較高，土壤類型主要為草甸土，植被根系周圍土壤能夠得到地下水的補(bǔ)充，故丘間低地土壤含水量能夠保持在較高水平。流動(dòng)沙丘土壤含水量較低，多數(shù)時(shí)間土壤含水量處在3%以下，主要是土壤保水能力差，地下水位低，上層土壤得不到地下水的補(bǔ)充，完全依靠降水量的補(bǔ)充，所以土壤含水量低于丘間低地[29]。

左小安等[30]將塊金效應(yīng)劃分為三個(gè)等級(25%以下、25%～75%、75%以上)，分別表示變量的空間自相關(guān)性強(qiáng)烈、中等、較弱。本研究中，流動(dòng)沙丘和過渡帶三層土壤含水量的塊金效應(yīng)均小于25%，說明流動(dòng)沙丘和過渡帶的土壤含水量具有較強(qiáng)的空間自相關(guān)性。丘間低地0～10 cm的土壤含水量的塊金效應(yīng)為25%～75%，丘間低地表層土壤含水量的具有中等的空間自相關(guān)性；而>10～20和>20～30 cm土壤含水量的塊金效應(yīng)小于25%，深層土壤的空間自相關(guān)性強(qiáng)烈。另外，流動(dòng)沙丘土壤含水量的空間自相關(guān)閾值明顯小于過渡帶，說明一定的降水量對過渡帶土壤含水量的補(bǔ)充大于流動(dòng)沙丘，使得過渡帶的土壤含水量的空間變異性存在于更大的尺度上[7]。丘間低地表層的土壤含水量在較大尺度上具有中等的空間自相關(guān)性，隨機(jī)因素引起的空間異質(zhì)性所占的比重大。而降水量對丘間低地深層的土壤水分的補(bǔ)充少，使其在較小尺度上具有強(qiáng)烈的空間自相關(guān)性。

[1] Wang T. Progress in sandy desertification research of China[J]. Journal of Geographical Science,2004,14(4):387-400.

[2] 李玉強(qiáng),趙哈林,趙學(xué)勇,等.科爾沁沙地沙漠化過程中土壤碳氮特征分析[J].水土保持學(xué)報(bào),2005,19(5):73-76.

[3] Wallace A. Environmental destruction called desertification[J]. Communications in Soil Science and Plant Analysis,1994,25(4):101-104.

[4] Avis A M, Lubke R A. Dyamics and succession of coast dune vegetation in the Eastern Cape, South Africa[J]. Landscape and Urban Planning,1996,34(3/4):237-253.

[5] Ci Longjun. Land evaluation and expert system for combating desertification[M]. Beijing： China Forestry Publishing House,1997.

[6] Yong Zha, Jay Gao. Characteristics of desertification and its rehabilitation in China[J]. Journal of Arid Environments,1997，37(3):419-432.

[7] 趙學(xué)勇,左小安,趙哈林,等.科爾沁不同類型沙地土壤水分在降水后的空間變異特征[J].干旱區(qū)地理,2006,29(2):275-281.

[8] Yan, Q L, Liu Z M, Zhu J J, et al. Structure, pattern and mechanisms of formation of seed banks in sand dune systems in northeastern Inner Mongolia, China[J]. Plant and Soil,2005,277(1/2):175-184.

[9] Yan Q L, Liu Z M, Zhu J J. Temperoral variation of soil seed banks in two different dune systems in northeastern Inner Mongolia, China [J]. Environmental Geology,2008,58(3):615-624.

[10] Kassas M. Desertification: a general review[J]. Journal of Arid Environments,1995,30(2):115-128.

[11] Ma J L, Liu Z M. Spatiotemporal pattern of seed bank in the annual Psammophyte Agriophyllum squarrosum Moq. (Chenopodiaceae) on the active and dunes of northeastern Inner Mongolia, China[J]. Plant Soil,2008,311(1/2):97-107.

[12] Miao C P, Li X H, Jiang D M. Spatial variability of Agriophyllum squarrosum across scales and along the slope on an active sand dune in semi-arid China[J]. Arid Land Research and Management,2013,27(3):231-244.

[13] Olsson P A, Wilhelmsson P. The growth of external AM fungal mycelium in sand dunes and in experimental systems[J]. Plant and Soil,2000,226(2):161-169.

[14] 曹成有,寇振武,蔣德明,等.科爾沁沙地丘間地植被演變的研究[J].植物生態(tài)學(xué)報(bào),2000,24(3):262-267.

[15] Grootjans A P, Ernst W H O, Stuyfzand P J. European dune slacks: strong interactions of biology, pedogenesis and hydrology[J]. Trends in Ecology and Evolution,1998,13(3):96-100.

[16] Roxburgh S H, Wilson J B, Gitay H, et al. Dune slack vegetation in southern New Zealand[J]. New Zealand Journey of Ecology,1994,18(1):51-64.

[17] Sharma K D. Water resources: An overview of world deserts[J]. Annuals of Arid Zone,1991,30(4):283-300.

[18] Liu G B, Xu M X, Coen R. A study of soil surface characteristics in a small watershed in the hilly, gullied area on the Chinese Loess Plateau[J]. Catena,2003,54(1/2):31-44.

[19] Qiu Y, Fu B J, Wang J, et al. Soil moisture variation in relation to topography and land use in a hillslope catchment of the Loess Plateau, China[J]. Journal of Hydrology l,2001,240(3):243-263.

[20] 陳玉福,董鳴.毛烏素沙地景觀的植被與土壤特征空間格局及其相關(guān)分析[J].植物生態(tài)學(xué)報(bào),2001,25(3):265-269.

[21] 王永豪,劉學(xué)錄,汪永紅.基于半方差分析的東祁連山地景觀特征尺度[J].黑龍江農(nóng)業(yè)科學(xué),2011(2)：135-140.

[22] 陳有君,關(guān)世英,李紹良,等．內(nèi)蒙古渾善達(dá)克沙地土壤水分狀況的分析[J].干旱區(qū)資源與環(huán)境,2000,14(1)：80-85.

[23] 馮起,高前兆.禹城沙地水分動(dòng)態(tài)規(guī)律及其影響因子[J].中國沙漠,1995,15(2):151-157.

[24] 常兆豐,仲生年,韓福貴.降水在沙丘中的滲透過程研究[J].防護(hù)林科技,2002(4):5-8.

[25] 張國盛,王林和,董智,等.毛烏素沙區(qū)風(fēng)沙土機(jī)械組成及含水率的季節(jié)變化[J].中國沙漠,1999,19(2):145-150.

[26] 劉發(fā)民,金燕，張小軍.荒漠地區(qū)檉柳人工固沙林土壤水分動(dòng)態(tài)研究[J].西北植物學(xué)報(bào),2001,21(5):937-943.

[27] 阿拉木薩,蔣德明,裴鐵璠.沙地人工小葉錦雞兒植被根系分布與土壤水分關(guān)系研究[J].水土保持學(xué)報(bào),2003,17(3):78-81.

[28] 趙從舉,雷加強(qiáng),王雪芹,等.古爾班通古特沙漠腹地春季土壤水分空間分異研究[J].干旱區(qū)地理,2003,26(2)：154-158.

[29] 阿拉木薩,蔣德明,李雪華,等.科爾沁沙地典型人工植被區(qū)土壤水分動(dòng)態(tài)研究[J].干旱區(qū)研究,2007,24(5):604-609.

[30] 左小安,趙學(xué)勇,趙哈林,等.科爾沁沙地沙質(zhì)草場土壤水分對干旱和降雨響應(yīng)的空間變異性[J].水土保持學(xué)報(bào),2005,19(1):140-144.

Spatial Heterogeneity of Soil Water Content in the Interdune Lowland-Active Sand Dune Systems in Horqin Sandy Land

Miao Chunping, Li Xuehua, Jiang Deming, Jia Meiyu, Han Xu(Institute of Applied Ecology, Chinese Academy of Science, Shenyang 110016, P. R. China)/Journal of Northeast Forestry University，2015,43(3)：90-94.

Interdune lowland-active sand dune systems; Soil water content; Spatial autocorrelation

1)國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41271115)；遼寧省自然科學(xué)基金(2013020064)。

苗純萍，女，1987年12月生，中國科學(xué)院沈陽應(yīng)用生態(tài)研究所，現(xiàn)為中國科學(xué)院大學(xué)博士研究生。E-mail：miaochunping316@163.com。

李雪華，中國科學(xué)院沈陽應(yīng)用生態(tài)研究所，副研究員。E-mail：lixuehua@iae.ac.cn。

2014年9月27日。

S152.7

責(zé)任編輯：王廣建。