曾建輝,馬 波,2,郭迎香,張澤宇,李 桂,李占斌,2,*,劉晨光

1 西北農林科技大學水土保持研究所,黃土高原土壤侵蝕與旱地農業(yè)國家重點實驗室 楊凌 712100 2 中國科學院水土保持研究所 楊凌 712100

土壤飽和導水率(saturated soil hydraulic conductivity,Ks)是土壤被水飽和時,在單位時間和水勢梯度下通過單位面積的水量,它是土壤質地、容重、孔隙分布特征的綜合反映,也是重要的土壤水力學參數之一,在進行土壤水分模擬時必須考慮[1]。土壤處于飽和狀態(tài)時,孔隙全部充滿水,此時導水率的數值近似于土壤穩(wěn)定入滲速率[2]。在水資源匱乏的干旱半干旱地區(qū),飽和導水率影響地表水文變化過程,對水的轉化儲存至關重要。我國西北地區(qū),由于冬春降雨稀少,氣溫驟降且地表植被發(fā)育不良,生態(tài)環(huán)境脆弱,受到凍融作用的影響更劇烈,季節(jié)性凍土廣泛分布。然而季節(jié)性凍土的消融是一個漫長的過程,土壤溫度的日變化對凍融過程影響顯著,對淺層土的作用尤其明顯[3 ]。研究表明[4—5],凍融作用會影響土壤溫度,改變土壤理化性質以及質地,伴隨著三相比例變化,土壤的微觀結構在不同凍融次數下也明顯不同,而凍融循環(huán)過程對表層土壤的影響是最顯著的。生物結皮(Biological soil crust,BSC)作為寒區(qū)旱區(qū)廣泛存在的地被物,在生態(tài)系統(tǒng)中起著重要的作用,特別是在土壤理化性質和土壤入滲特性方面[6]。然而,凍融作用對結皮土壤導水率和強度的影響與我們預期的凍融循環(huán)對無結皮土壤的作用效果不一致[7],其影響取決于凍融循環(huán)次數,結皮類型,結皮理化性質等。Assouline[8],Lichner[ 9],Wang[10],以及劉翔等[11]表示BSC能有效減少土壤入滲；而Bu[12]以及Belnap等[13]認為BSC通過粗糙表面的滯流作用和物理結構的改善促進了降雨的入滲,因此目前生物結皮對飽和導水率的作用研究結果仍有分歧。BSC的生長狀態(tài)表現出很大季節(jié)變化,受土壤溫度和濕度影響顯著[14],而BSC厚度影響土壤中濕潤鋒深度,是反映土層中水分入滲的重要參數[15]。凍融土壤水分入滲特性還受粒徑分布、土壤結構,土壤含水量、入滲水溫以及水穩(wěn)性團聚體、有機質等影響[16]。何志萍等[17]將凍融土壤導水率的降低原因歸結于過水斷面減少,水通路和水的粘滯性改變以及冰晶透鏡體的存在等原因。在凍融條件下，結皮覆蓋土壤的飽和導水率影響因素眾多,變化趨勢復雜且不同于裸土,從生態(tài)學角度看,凍融條件下土壤的變化影響土壤節(jié)水保肥能力,從而導致水土流失、荒漠化等[4]。目前相關研究多集中于凍融作用對裸土理化性質的影響或是凍融作用對BSC生理生化特征的改變作用,對于凍融條件下結皮土壤水文特征及水分變化研究尚且不足,因此本研究旨在揭示凍融作用對藍藻結皮土壤飽和導水率的影響機制,以及結皮土壤在不同凍融交替次數和含水量下的變化規(guī)律,量化土壤飽和導水率的大小,為春冬季節(jié)寒區(qū)旱區(qū)土壤侵蝕評估和生態(tài)治理提供理論依據。

1 研究地區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)域位于內蒙古鄂爾多斯市達拉特旗十大孔兌的東柳溝流域,是黃土高原北部典型的風水復合侵蝕區(qū)(39°58′2″—40°12′50″N,110°28′47″—110°31′35″E)。平均海拔995—1480m,年平均降雨量為260—390 mm,且多集中在7—8月。年平均氣溫為6.85℃,冬季平均氣溫為0℃以下,最低可達-32.5℃,每年十月下旬至次年的四月為封凍期,凍土深度達到157 cm[18]。每逢入春時期,研究區(qū)的平均氣溫在0℃上下波動,且受日照影響晝夜溫差可達20℃,伴隨融雪侵蝕形成了滲透性極弱的隔水層,使融水更易集流并具有沖刷能力[19]。

供試土壤為典型的風沙土,主要的構成顆粒為細砂,是干旱半干旱地區(qū)砂性母質上形成的幼年土。顆粒間非毛管孔隙大量分布,土壤粘結性較差,受凍融作用影響使該地區(qū)土壤性質發(fā)展不同于其它地區(qū)。研究區(qū)內地表植被稀疏,自然單元內生物結皮主要以藻結皮和苔蘚結皮居多,并伴有少量地衣,生物結皮呈現混合生長狀態(tài)。藻結皮的優(yōu)勢種為小席藻(Phormidiumtenue)、具鞘微鞘藻(Microcoleusvaginatus)和爪哇偽枝藻(Scytonemajavanicum)。地表植被優(yōu)勢群落包括豬毛菜(SalsolacollinaPall.),小蓬草(Conyzacanadensis),狗尾草(Setariaviridis),艾蒿(ArtemisiaargyiH),馬唐(Digitariasanguinalis),少花米口袋(Gueldenstaedtiaverna)以及地錦草(EuphorbiahumifusaWilld)。

1.2 研究方法

1.2.1樣品采集

選取研究區(qū)域內自然撂荒地上生物結皮發(fā)育良好且具有代表性的4—6個退耕地為研究樣地進行野外調查,用100 cm3環(huán)刀在樣區(qū)內采集用于測定飽和導水率的藻結皮土壤和裸土樣品。采集生物結皮層及結皮層下0—5 cm的土樣,分層混合后帶回室內用于基本理化性質測定。有機質采用重鉻酸鉀容量法測定,全氮通過凱氏定氮法測定,粘結力通過土壤剪力測量儀(15.10型袖珍剪切儀CL101)分別測定保留結皮層粘結力和去除生物結皮后下層土壤的粘結力,測量的結果除去最大和最小值后取平均,結果見表1。根據結皮蓋度調查結果,樣地內藻結皮蓋度普遍在40%—68%左右。

表1 生物結皮土壤樣品理化性質

1.2.2試驗方法

選取凍融初始含水量、凍融交替次數為試驗因子,采用析因實驗設計,考慮結皮容重、結皮厚度、粒徑分布等土壤物理性質以及有無結皮覆蓋對結果的影響。研究區(qū)內解凍期降水少而蒸發(fā)量大,根據土壤實測含水量,其最低含水量為2.31%,根據相關文獻表明,表層5 cm土壤在較長時間尺度上的凍融期內,所達到的最高和最低含水量差異的均值為15%[20],因此,將凍融模擬初始含水量設定為：4%,6%,8%,15%。土壤經過15次凍融交替后,土壤結構性質基本趨于穩(wěn)定[5],為明確持續(xù)凍融作用在結構穩(wěn)定后對土壤滲透性能的影響,因此將凍融交替次數設定為：0,1,3,5,7,10,15,20次,共進行37組試驗,每組重復5次。供試土壤在陰涼處風干后,按照既定水分梯度進行預處理,為了最大程度模擬自然條件下土層溫度的傳遞過程,在環(huán)刀外圍包裹隔絕溫度的氣凝膠墊,熱傳導系數為0.018 w m-1k-1,將處理好的土樣用保鮮膜覆蓋防止水分蒸發(fā)散失,并在室溫下靜置12 h,待水分分布均勻后放入制冷機中進行凍融交替循環(huán)。根據研究區(qū)域的氣溫變化和土層晝融夜凍(晝夜各12 h)的自然狀態(tài)將凍結溫度設定為-10—-15℃,并在10—15℃的室溫條件下進行融解,冷凍和解凍時長各12 h。

在凍融交替結束后測定土壤的濕重和飽和導水率,再從試驗樣品中采樣測定結皮厚度,結皮層容重,結皮下層土壤容重以及對土壤顆粒組成進行分析。結皮厚度用游標卡尺測量,結皮容重采用涂膜法[21],結皮下層土壤容重采用環(huán)刀法測定。通過Mastersizer 2000型激光粒度分析儀進行土壤顆粒分析,土壤質地的劃分依照美國制土壤分級標準,通過恒定水頭法測定土壤的飽和導水率。

1.3 數據處理

土壤結構指數可以用來定量反映土壤受到外力作用而引起土壤結構發(fā)生變化的程度,而土壤結構對土壤飽和導水率具有重要影響[22]。根據土壤顆粒分析、土壤容重和含水率分析的結果得到土壤三相比,計算廣義土壤結構指數[23]：

GSSI=[(Xs-25)XLXG]0.4769

式中,Xs為土壤固相體積百分比,Xs> 25；XL為土壤液相體積百分比,XG為土壤氣相體積百分比。

土壤顆粒體積分形維數計算公式為[24]：

式中,V(r

土壤飽和導水率的計算公式為[25]：

式中,Kt為溫度為t℃時的土壤飽和導水率(mm/min),Q/T為單位時間內的出水量(mL/min),L為環(huán)刀中的土層的厚度(mm),A為環(huán)刀橫截面的面積(cm2),h為水頭高度(cm),由于不同溫度下水的粘滯系數不同,因此為了方便比較,將其換算成10℃下的飽和導水率Ks(mm/min)。

式中,ηt為溫度為t℃下的水粘度(Pa·S),η10為10℃下的水粘度(Pa·S)。

本文采用Excel 2010和 SPSS 23.0進行數據分析,應用單因素方差分析(One-way ANOVA)和LSD多重比較對結皮土壤飽和導水率、環(huán)境指標進行差異顯著性分析以及交互作用分析。使用Canoco 5.0進行主成分分析(Principal Component Analysis,PCA),并借助Pearson相關系數得出飽和導水率與試驗因子的相關性以及表征程度排序。

2 結果與分析

2.1 凍融交替作用對結皮土壤飽和導水率的影響

裸土在不同凍融交替次數下的土壤飽和導水率如圖1所示,未凍融的裸土(CK)和結皮土壤的Ks分別為2.583 mm/min和0.669 mm/min。4%含水量條件下,裸土的Ks隨凍融次數增加而極顯著變化(P<0.01),于3次時達到最小值1.447 mm/min,較CK下降44.0%；凍融7次時達到較大值,此時土壤的微觀結構發(fā)生劇烈改變,水的凍結膨脹使土粒間的孔隙擴張連接導致土壤垂向滲透性能大幅提高[26],并在10次后逐漸穩(wěn)定,Ks逐漸趨近于1.945 mm/min。而結皮土壤的Ks最小值較未凍融的結皮土壤下降70.1%,降幅顯著大于裸土。凍融3次前,裸土較CK的Ks下降幅度大于結皮土壤,但隨著凍融交替次數增加,結皮土壤較CK的降幅大于裸土。裸土的Ks未經凍融時,其飽和導水率是結皮土壤的3.86倍,這是由于生物結皮的存在,使土壤表面的導水孔隙封閉,隨凍融次數變化,兩者的差異呈波動上升,并在10次時裸土的Ks為結皮覆蓋土壤的10.13倍,差異達到最大,表明結皮覆蓋作用使土壤的飽和導水率顯著下降,凍融作用使?jié)B透能力進一步降低。結皮土壤在4%、6%、8%、15%含水量下隨著凍融次數增加至10以上,Ks分別趨近于0.228 mm/min、0.216 mm/min、0.194 mm/min、0.242 mm/min,存在極顯著差異,說明土壤的初始含水量會顯著影響經過多次凍融后的飽和導水率的漸進值。

圖1 不同凍融交替次數下結皮覆蓋土壤飽和導水率變化Fig.1 Change of saturated hydraulic conductivity of crust-covered soil under different freeze-thaw cycles

在不同的土壤初始含水量條件下,隨凍融交替次數增加,Ks差異明顯,總體呈現平滑曲線式下降并最終趨于穩(wěn)定。其中,當初始含水率為4%,凍融10次時Ks達到最小值(0.200 mm/min),相較CK下降了70.09%,而含水量為6%時,Ks的最小值出現在15次(0.181 mm/min),較CK下降73%,含水量為8%和15%時,Ks最小值均出現在第5次(0.061 mm/min、0.143 mm/min)較CK分別下降了90.87%、78.6%；試驗條件下,凍融7次時,試驗中各含水量條件下的飽和導水率才與CK相比均有顯著差異(P<0.05)。

凍融過程中土壤Ks處于動態(tài)變化過程,不同土壤初始含水量條件下所能達到的Ks峰值大小為6%>4%>8%>15%,較高初始含水量下,Ks達到峰值的時間則相對滯后,且波動幅度減小。通過比較不同含水率和交替次數下Ks的變異系數發(fā)現,隨著含水率由4%增加至15%,Ks變異系數由0.354增加至0.628后降低并在8%時達到最大。總體上看,試驗條件下的所有變異均屬于中等變異,隨凍融交替次數增加,變異系數降低,凍融作用對Ks的影響逐漸減弱。凍融7次時,不同含水量下Ks逐漸接近,并在10次時差異顯著減小,此時Ks的平均值為0.219 mm/min,變異系數為0.20。機械組成和土壤結構的差異在經過凍融作用后愈加明顯,影響程度及變化趨勢還需要深入分析。

2.2 凍融條件下土壤結構變化對飽和導水率的影響

土壤中不同形態(tài)和大小的土壤顆粒按照一定的排列組合方式形成土壤結構,土壤結構的存在使土壤中水、氣得以儲存和運輸,從而影響著土壤中重要的物理和生物過程,也同樣影響著土壤的飽和導水率。廣義土壤結構指數(GSSI)是以固、液、氣三相為研究對象,借助柯布-道格拉斯生產函數構建的用以定量有效表達土壤結構的指標[23],而GSSI越高,土壤越接近結構閾值,從而表現出土壤結構改變的臨界狀態(tài)。試驗條件下,對土樣初始含水量的處理在一定程度上改變了土壤的三相比。經不同次數的凍融交替作用之后,土壤三項比結果如圖2所示。一般情況下,旱作土壤三相結構的臨界值是固相50%,氣相和液相各25%[27]。生物結皮土壤表層具有極復雜的結構演替特征[28],砂質土壤松散,植物假根和菌絲的穿插作用導致其剖面土壤孔隙網狀結構連續(xù)拓展,土體孔徑彎曲度不斷增加,結皮土壤孔隙度降低,相較裸土其土壤中水的通路增加,水分在土層中滯留時間延長。當凍融1次時,由于土壤初始狀態(tài)和物質組成的差異導致不同含水量下的土壤結構差異最明顯,而隨著凍融次數增加至15次以上時,不同含水量間的土壤結構逐漸穩(wěn)定,且均向臨界值趨近,在圖中表現為向結構閾值中心點聚攏。相同含水量條件下,頻繁的凍融交替促使土壤結皮層與外界進行更多的熱量和物質交換,使土壤水分增加并不斷壓縮土壤空氣,土壤氣相顯著減小。土壤結構隨凍融次數改變具有極顯著差異(P<0.01)(圖2),當含水量為8%時,土壤結構的分散程度較大,凍融作用對結構的影響較明顯,15%含水量下土壤結構的改變較小。在解凍期,生物結皮能夠增加土層未凍水含量[29],水的較高比熱容使土壤在高含水量條件下凍結和融化過程滯緩,相同時間內土層三相相對穩(wěn)定,因此隨著含水量增加凍融交替對土壤結構的影響減弱,土壤在不同含水量條件下隨著凍融次數增加其結構均向閾值發(fā)展。

圖2 不同凍融次數下結皮土壤三相變化 Fig.2 Three-phase changes of crust soil under different freeze-thaw time

試驗中不同土壤初始含水量和凍融交替次數下的土壤結構指數如表2所示,各含水量條件下,凍融7次后的土壤結構與CK相比均有顯著差異,試驗條件下,15%含水量在經過20次凍融后GSSI逼近于結構閾值,與CK相差24.25,兩者液相與氣相的比值相差0.761。因此,凍結過程中初始含水量與凍融交替的共同作用會改變土壤三相比,通過減少氣相的比例,使土壤結構顯著改變。由于凍融7次時土壤結構改變顯著,此時土壤完全凍結,液態(tài)水體積膨脹減少氣相占比并擠壓土粒；另外,顆粒間的聯結和靜電吸附發(fā)生斷裂,降低團聚體水穩(wěn)性,顆粒破碎大量發(fā)生[3],使Ks顯著改變。10次時土壤結構破壞和顆粒粉碎逐漸逼近閾值, 導致Ks第2次發(fā)生顯著變化。

表2 不同凍融初始含水量和交替次數下結皮土壤的廣義結構指數

2.3 結皮覆蓋土壤粒徑分布對凍融交替的響應

土壤飽和導水率受土壤結構影響,而土壤結構是土壤固相顆粒的大小及其空間排列的方式。土壤固相主要由土壤顆粒組成,因此通過研究凍融條件下土壤粒級的變化來探究飽和導水率變化的原因。不同含水量水平下藻結皮土壤的粒徑分布對凍融次數的響應如圖3所示。按照美國土壤質地分級標準進行單因素方差分析發(fā)現,不同試驗條件下隨凍融次數變化,土壤中的極細砂粒(0.05—0.1 mm)(P<0.01),細砂粒(0.1—0.25 mm)和中砂粒(0.25—0.5 mm)(P<0.05)差異顯著,而其它粒徑的顆粒無顯著變化。研究表明,土壤由物理結皮向生物結皮發(fā)育過程中,下層土壤粘粉粒含量逐漸增大,在水分入滲過程中堵塞非毛管孔隙從而使結皮土壤入滲性能降低[10,30]。凍融條件下,不同含水量的土壤在凍融后<0.1 mm的顆粒較CK(49.27%)均有增加,尤其在凍融3次和10次時較明顯,此時對應的飽和導水率較低。凍融過程中,粒徑在不同尺寸之間相互轉化,大顆粒崩解為小顆粒后顆粒間的縫隙被填充[17],對飽和導水率有顯著降低作用,主體間效應分析表明,凍融條件下有無結皮覆蓋(P<0.01)對土壤粒徑分布的影響強于凍融次數(P>0.05)。

圖3 不同凍融交替次數下藻結皮土壤粒徑分布Fig.3 Algae crust soil particle size distribution under different freeze-thaw cycles

王艷艷、Ganiyu等人的研究表明[31—32],土壤具有分形特征,由形狀、大小各異的顆粒和孔隙連接而成,并表現出不規(guī)則的幾何形狀,分形理論能定量刻畫土壤結構特征,描述土壤的水力特性。本試驗條件下,土壤顆粒分形維數(Dp)的結果表明(圖4),凍融交替次數和凍融初始含水量改變,Dp無顯著差異,未凍融土壤的Dp為2.593；在凍融7次前,凍融交替對不同含水量下土壤幾何形狀的重塑作用一致,但凍融作用對顆粒幾何特征的影響在8%含水量下尤其劇烈,含水量降低使土壤幾何形狀變化幅度減少。含水量15%時,凍融7次后分形維數隨凍融次數增加而增大,飽和導水率則呈現相反趨勢。不同含水量和凍融次數下,變異系數隨含水量增加呈現先增大后降低的趨勢,并在8%時達到最大值為0.139,此時Ks變異最明顯。凍融作用對粒徑在0.05—0.5 mm間的顆粒有一定影響,<0.1 mm的土壤顆粒在凍融3次和10次時有顯著變化(P<0.05)而處于較大值,飽和導水率相應降低。凍融過程中砂粒通過凍脹作用使松散的土壤被壓實[33],孔隙度顯著降低,由此影響土壤中的三相比值,改變土壤的入滲條件。

圖4 不同凍融初始含水量和交替次數下土壤顆粒分形維數 Fig.4 Fractal dimension of soil particles under different initial water content of freeze-thaw and alternating times

2.4 凍融條件下土壤飽和導水率影響因素分析

不同初始含水量條件下,結皮土壤的Ks與凍融交替次數呈現顯著的負相關關系(表3)、因子交互作用分析結果(表4)如下：

當含水量為8%時,指數模型能較好的解釋飽和導水率的變化。由擬合結果顯示,凍融交替次數能表示飽和導水率變化的34%—88%,模擬效果受初始含水量的影響。通過對結皮覆蓋,凍融交替次數,初始含水量,結皮容重,結皮厚度與Ks的單因素ANOVA分析發(fā)現,結皮覆蓋作用對Ks有極顯著影響,不同凍融交替次數對應的Ks呈現極顯著差異(P<0.01)。凍融條件下,結皮容重、下層土壤容重和初始含水量對Ks的影響無統(tǒng)計學意義,而不同試驗因子間的交互作用對Ks的影響結果表明,凍融次數與土壤初始含水量、結皮層容重、結皮厚度的交互作用對飽和導水率的影響較大。

凍融交替作用下土壤飽和導水率PCA排序分析表明(圖5),Ks受環(huán)境因子和土壤性質影響明顯,環(huán)境因子在第一維度上相關性大小排序為：土壤結構指數>結皮厚度>結皮下層土壤容重>凍融交替次數>凍融初始含水量>結皮容重,環(huán)境因子與第二排序軸相關性大小為：粘粒>細砂粒>粉砂粒>中砂粒>極細砂粒。一維排序軸反映環(huán)境和試驗因子的信息,而第二排序軸則反映了土壤物理性質。因子對Ks的影響程度依次為：凍融交替次數>土壤結構指數>結皮厚度>結皮容重>結皮下層土壤容重>凍融初始含水量。7次凍融交替次數下各因子處于多度平均值,隨條件改變,樣品多數集中于二、三象限,且多為凍融10次以上。由樣點間的離散程度得出含水量為8%時樣點彼此間較分散,因此受到其它因子的影響較明顯。凍融交替作用下,凍融循環(huán)次數、凍融初始含水量、結皮容重、結皮下層土壤容重與飽和導水率呈現負相關性,但相關程度有所差異,土壤結皮厚度與Ks呈正相關性。

表3 不同凍融初始含水率下土壤飽和導水率(Ks)與凍融交替次數(n)擬合關系

表4 因子間交互作用對飽和導水率(Ks)影響的顯著性分析

圖5 土壤飽和導水率主成分分析排序 Fig.5 Principal component analysis (PCA) ranking of soil saturated hydraulic conductivity 圖中Z1—Z36為試驗樣品編號

3 討論

3.1 凍融條件下結皮層特征對土壤飽和導水率的影響

結果顯示裸土的飽和導水率在含水量為4%時是結皮覆蓋土壤的的3.86倍,結皮覆蓋顯著降低了Ks,這與Assouline[8],Lichner[9],Wang[10],以及劉翔等[11]的觀點一致。趙春雷[3],樊貴盛等[16]研究表明土壤飽和導水率經凍融循環(huán)后呈現總體減小的趨勢,與本研究中所得結論一致,隨著凍融次數增加,裸土和結皮土壤Ks顯著降低,藻結皮土壤的飽和導水率明顯低于裸土且隨凍融次數增加差異逐漸增大,并在10次時達到最大,這主要是由于藻類特性和土壤中有機質、顆粒組成、土壤結構的差異導致土壤的凍融初始條件不同而引起的。表現為凍融初期,結皮土壤中的微生物獲得足夠的碳和氮,解凍后變得活躍,通過吸收水分導致拒水性停止[34],而吸水后包裹生物結皮的膠鞘膨脹堵塞氣孔延緩了水分在結皮中的入滲[35]導致飽和導水率逐漸減小,部分細胞受損破裂以及胞外多糖含量改變,生物結皮的狀態(tài)差異發(fā)生在凍融4次后[7],因此凍融3—5次時結皮層組成成分正發(fā)生不同程度的變化使得前期結皮土壤的Ks出現波動。隨著凍融次數增加,嚴重凍融對結皮內的細胞造成永久性損害,導致結皮對Ks的影響減弱,結皮下層土壤的滲透性逐漸占據主導。主成分分析結果表明,凍融循環(huán)、結皮層容重、結皮下層土壤容重與Ks呈負相關關系,其中凍融交替次數,土壤結構(GSSI)對Ks的影響程度較大。當土壤被飽和時,結皮的斥水性降到最低,由于結皮容重普遍小于下層土壤容重,結皮厚度增加使單位體積內土壤重量相對減少,也使水分通過下層土壤的通路減少,通過緊實土層所消耗水的動能降低,單位時間內水通量增加,因此結皮厚度在凍融條件下與Ks呈現正相關性。

3.2 土壤三相對凍融交替的響應

Cheng等[36]研究認為土壤水的性質、結構與土壤溫度相互影響,結果表明,凍融次數達到7次時土壤結構發(fā)生顯著改變,凍融作用降低了土體的抗蝕性和穩(wěn)定性[37]。研究表明,一季凍融交替結束后各層土壤飽和度平均增加13.06%[38],本研究中土壤經過凍融后飽和度平均增加8.91%,凍融過程中氣態(tài)水部分液化使土壤受到土水勢的影響吸收水分,下層水分向表層聚集,間接增加土壤中的水分含量。Viklander等[39]表示松散土經過若干次凍融循環(huán)后孔隙度降低且趨向一個穩(wěn)定的孔隙比,土壤三相逐漸穩(wěn)定,這與本研究結果一致。張澤等[40]的研究則表明凍融交替會使土壤顆粒間相互轉化并逐漸均勻細化,<0.1 mm的顆粒組成變化顯著,由于Ks與粘粒呈負相關關系,0.1 mm以下顆粒在水分運動過程中隨水流動填埋原有孔隙以及凍融作用后新形成的大孔隙[17],松散的風沙土經過凍融后孔隙比會降低,從而導致土壤飽和導水率降低。土壤顆粒的轉化在凍融6次時達到最大,在凍結過程中,孔隙水變成冰晶導致體積增加約9%,使顆粒的微裂縫向宏觀發(fā)展,顆?？p隙間的水膜厚度增加導致原生礦物碎裂[41],對于極細砂粒影響最顯著,細砂和中砂顆粒變化顯著是中砂顆粒向細砂顆粒轉化所致,后續(xù)的凍融作用使顆粒的棱角度降低,重新排列后粒度逐漸均勻化[4],可能是Ks在凍融7次后逐漸趨向一致的原因。陳卓等[42]通過土柱滲流試驗得出土壤飽和滲透率與體積分形維數呈對數關系(R2=0.952),顆粒的體積分形維數越大,土壤滲透率越小,這能較好的解釋15%含水量下和凍融3—7次時飽和導水率的變化,而4%、6%、8%的Dp與Ks的變化無明顯規(guī)律可能是由于含水率較低時土壤孔隙廣泛分布,顆粒變化并非影響Ks的主要原因。

3.3 生物結皮與凍融的交互作用對土壤飽和導水率的影響

結皮的存在一方面改變土壤的理化性質,使土壤對外界環(huán)境變化的響應發(fā)生改變,另一方面是生物結皮具有生態(tài)功能與凍融產生交互作用使土壤飽和導水率進一步變化。本研究結果表明,結皮的容重和厚度與凍融次數存在交互作用,結皮的熱傳遞性能與土壤不同,結皮厚度會影響溫度到達土壤下層的時間,導致土壤發(fā)生凍融的初始狀態(tài)、時間有明顯差異,由于結皮容重顯著小于下層土壤,在溫度降至零下時,植物體細胞內的自由水迅速降低,部分功能散失[43],低溫對生物結皮結構的破壞程度大于土壤；同時,結皮下層土壤中細粒相較裸土明顯增加[30],且凍融作用對<0.1 mm的土壤顆粒的破壞重塑作用最強,因此,生物結皮間接加劇了凍融作用對土壤結構的破壞從而導致最終飽和導水率顯著減少。凍融條件下,盡管生物結皮對顆粒組成的影響大于凍融次數,但凍融次數對土壤飽和導水率起主導作用,結皮覆蓋對于導水率的影響是有限的。

本研究重點考慮結皮土壤物理性質以及凍融交替對Ks的影響,凍融環(huán)境的長期影響導致飽和導水率降低,促進了地表徑流的形成,下層不透水凍層的存在使表層土壤受侵蝕的幾率增加,結皮層的存在使下層土壤粘化進一步降低了飽和導水率,然而相較結皮的影響,凍融次數對土壤飽和導水率起主導作用。此研究為探究春冬季節(jié)干旱半干旱地區(qū)結皮地表水文過程,土壤侵蝕評估和生態(tài)治理提供了理論基礎,而冬季降雨和產流條件下結皮土壤的侵蝕特征和過程變化,還需要深入研究。

4 結論

(1)試驗條件下,風沙結皮土壤的飽和導水率顯著小于裸土,凍融初始含水量顯著影響飽和導水率的波動幅度、漸進值、上升峰值以及達到峰值的時間。隨凍融交替次數增加,兩者飽和導水率差距逐漸增大,并在10次時差距達到最大值為10.13倍,凍融作用使藻結皮土壤的飽和導水率呈類指數型下降并在凍融10次后逐漸穩(wěn)定。

(2)凍融交替通過不斷減少氣相比例和改變風沙土壤顆粒組成使土壤三相比和結構顯著改變,其中<0.1mm的顆粒受凍融影響顯著,而結皮覆蓋作用對風沙土壤顆粒組成的影響大于凍融次數。凍融7次時土壤結構破壞和顆粒粉碎嚴重,并在10次時趨近閾值逐漸穩(wěn)定,含水量為8%時對土壤結構的影響較顯著。

(3)凍融次數分別與凍融初始含水量、結皮層容重、厚度存在交互作用對風沙土壤飽和導水率具有顯著影響,不同因子間對土壤飽和導水率大小的影響程度為：凍融交替次數>土壤結構>結皮厚度>結皮容重>下層土壤容重>凍融初始含水量。