黄土高原藓类生物结皮对表层土壤水分运动参数的影响

孙福海，肖 波，李胜龙，王芳芳

（1.中国农业大学土地科学与技术学院，农业农村部华北耕地保育重点实验室，北京 100193；2.中国科学院水利部水土保持研究所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室，杨凌 712100）

0 引 言

黄土高原作为典型的生态环境脆弱区，水蚀、风蚀作用强烈，地形复杂，气候多样，降雨集中，局部植被退化[1]，加上不合理的农耕开垦利用，使得该区成为世界上水土流失最为严重的地区之一[2]。为了控制和治理这种状况，自20世纪90年代以来开展退耕还林（草）工程，区域生态环境逐步改善，地表覆被显著增加[1]，为生物结皮的广泛发育奠定了良好基础[3]。

生物结皮是由藻类、地衣、苔藓以及微生物与下层土壤颗粒胶结形成的复合层次[4]。作为地表特殊的微自然景观，它能显著影响表层土壤物化和生物学特性，提升表土养分含量，对降水入渗、水分再分配和土壤物质循环产生极大影响[5-6]。在干旱和半干旱地区，土壤水分是制约植物生长的主要生态因子，也是植被群落结构和生态系统功能的重要限制因素[7-8]。土壤渗透性（土壤水分入渗过程、土壤水分扩散率、非饱和导水率等）和土壤水分特征曲线是表征土壤水分运动能力的关键参数[9]，决定了水分在土壤中的渗透速度和分布状况。上述参数均受到土壤质地、结构、容重和有机质含量的影响[10]。因此，明确生物结皮对土壤水分运动参数的影响对了解该地区的水分再分布尤为重要。

国内外学者针对生物结皮渗透特性已展开了一定研究，但受结皮特殊属性的影响，研究结果仍存在争议[11-13]。一方面，生物结皮增加了地表粗糙度，其藓株有助于捕获更多的降尘，增加了土壤中细颗粒物质的含量，降低了土壤中非毛管孔隙度，进而降低土壤导水能力[6,14]；而Jiang等[15]则认为生物结皮提高了表层土壤的大孔隙含量，且植物体的间隙为水流下渗提供了良好的通道，进而提高了土壤导水率。此外，Williams等[16]通过对比生物结皮破坏前后的土壤入渗速率，发现两者并无显著差异。综上，由于土壤质地（砂土、砂质壤土、粉质壤土等）、生物结皮类型（地衣、藻结皮、藓结皮等）、测定方法（积水入渗、负压入渗、模拟降雨等）、处理方法（踩踏、火烧、去除结皮等）以及研究区域的气候（高温干旱地区、干旱半干旱地区、高寒地区等）均存在差异，导致测定结果不尽相同。因此，量化生物结皮对土壤渗透性的影响仍是目前研究的重点。

水分特征曲线是分析土壤水分运动的有效方法，对评价土壤的持水和供水能力具有重要意义[17]。已有较多的水分特征曲线模型被用于土壤水力学特性的研究，如van Genuchten模型和Brooks-Corey模型等，均能较好地模拟土壤水分特征曲线[18-19]。Zhang等[20]通过研究沙丘不同位置的2种生物结皮的持水性，发现van Genuchten模型可以较好地模拟生物结皮的水分特征曲线，认为生物结皮中的藻类和假根可以吸收大量水分，进而增加土壤的持水能力，且持水能力随着生物结皮的发育演替逐渐增加。Gypser等[21]研究表明，生物结皮中的藻类通过束缚土壤颗粒形成稳定的团聚物，延长了土壤在吸水后的持水时间，提升了土壤的持水能力。但目前针对生物结皮土壤水分特征曲线的研究较少，缺乏对水分特征曲线的深入分析，如生物结皮对土壤水分常数、比水容量、非饱和导水率的影响及内在机制的探讨。因此，准确量化生物结皮的水分运动参数特征，对揭示生物结皮在地表水分再分配的作用上具有重要意义。

综上，土壤水分运动是地表水分平衡的重要组成部分，是干旱和半干旱地区水分循环的关键环节，而生物结皮作为一种特殊的土壤表层，可对区域土壤水分收支平衡产生重要影响。但目前关于生物结皮对水分运动参数影响的相关结论并不统一，其对表层土壤水分运动影响的内在机制尚不明确。基于此，本研究针对黄土高原风沙土和黄绵土上发育的藓结皮，通过室内水平土柱试验与砂箱和压力板试验，对比藓结皮与无结皮土壤的水分运动参数差异，探讨藓结皮对土壤渗透性和水分有效性的影响，以期完善生物结皮土壤水力学特性的研究，为进一步理解生物结皮在黄土高原生态恢复中的作用提供科学依据。

1 材料与方法

1.1 试验区概况

在陕西省神木市六道沟小流域（110°21′～110°23′E，38°46′～38°51′N）开展研究，该流域面积 6.89 km2，流域平均海拔高度为1 178 m。该区属于中温带半干旱气候，年均气温 8.4 ℃，年均蒸发量 1 337 mm，年均降雨量409 mm，其中80%的降雨集中在6—9月。该地区为典型的水蚀风蚀交错带，同时也是典型的农牧交错带和生态环境脆弱区。整个小流域的地面组成物质主要为第四纪黄土沉积物[22]，自退耕还林（草）工程实施以来，该区域植被恢复状况较好，代表性植物群落有苜蓿（Medicago sativa)、柠条（Caragana korshinskii）、油松（Pinus tabulaeformis）、长芒草（Stipa bungeana）、达乌里胡枝子（Lespedeza davurica）、茭蒿（Artemisia giraldiiPamp）和阿尔泰狗娃花（Heteropappus altaicusWilld Novopokr）等。

1.2 试验设计

于2020年6—9月进行野外样品采集和室内试验。流域内典型的生物结皮类型为藓结皮，典型的土壤类型包括风沙土和黄绵土。

本研究包括土壤水分水平入渗试验和水分特征曲线测定试验两部分，设置风沙土无结皮、风沙土藓结皮、黄绵土无结皮和黄绵土藓结皮 4种处理。挑选发育良好的典型藓结皮围圈小区（2 m×2 m），并以相邻的无结皮土壤（原状土）作为对照（距离在10 m以内）。

在围圈的小区中，利用有机玻璃方板采集藓结皮层（长12 cm、宽12 cm、高2 cm）带回室内风干，利用自封袋采集0～5 cm土壤风干后过2 mm筛，用以测定藓结皮和无结皮土壤水平入渗过程，每种处理 3个重复。采用环刀（内径5 cm、高2 cm）对藓结皮和无结皮土壤样品进行采集，用以测定土壤水分特征曲线，每种处理 5个重复。供试土壤的基本理化性质如表1所示。

表1 不同处理土壤的基本理化性质Table 1 Physicochemical properties of soils with different treatments

1.3 测定项目及方法

1.3.1 土壤水分扩散率

采用水平入渗法测定土壤水分扩散率。利用马氏瓶与有机玻璃柱（长60 cm、宽12 cm、高12 cm）进行测定，有机玻璃柱分为3部分：储水室部分（长5 cm），连接马氏瓶，并调整马氏瓶发泡点与土柱中点等高；滤料室部分（长5 cm），填装直径为8 mm的玻璃珠，以使入渗水流保持为层流状态；土柱部分（长50 cm），分3层填充试验土样，每层交接面用细铁丝打毛，并保证各处理每层填装过程与对照组具有统一的击实次数和击实压力。在湿润锋推进过程中，设定水分测定点（1、2、4、8、12、16、20、24、28、30、32、35 cm）。当湿润锋推进至土柱约2/3位置处时，停止供水并记录试验时长，其后排去储水室中剩余水，依次在各水分测定点取出土壤，将土壤样品在105 ℃下烘干24 h后计算土壤质量含水率，并按照容重计算土样体积含水率，重复3次。

水平入渗法是测定土壤水分扩散率较为准确的方法，其一维水平流的微分方程和定解条件为[10]

式（1）经微分变换可写成

式中D(θ)为土壤水分扩散率，cm2/min；θ为土壤含水率，cm3/cm3；x为水平入渗距离，cm；t为入渗时间，min；θ0为土壤初始含水率，cm3/cm3；θc为土壤进水端含水率，接近于饱和含水率θs，cm3/cm3。

采用Boltzmann变换，ξ=，其中ξ为Boltzmann变换参数，cm/min1/2。对一维水平流动微分方程进行求解得

将式（4）转换为差分形式，即为

式中Δθ为土柱水平方向上相邻两点土壤含水率的差值，cm3/cm3；其余参数同式（3）。

1.3.2 土壤水分入渗过程

采用定水头法测定土壤渗透性。在水平土柱入渗过程中，每隔固定时间记录马氏瓶的水位高度。其中，在入渗0～5 min每隔30 s记录1次，5～30 min每隔1 min记录1次，30 min后每隔5 min记录1次。入渗速率计算方法[14]见式（6）。

式中i(t)为入渗速率，cm/min；ΔV为某一时段马氏瓶加入水量，cm3；S′为土样横截面积，cm2；Δt为时段，min；T为试验过程中的平均水温，℃。

本研究采用初始入渗速率（i0）、稳定入渗速率（is）、平均入渗速率（ia）和累积入渗量（Ic）4个参数分析土壤入渗性能。其中，i0为入渗前 3 min的平均入渗速率，cm/min；is为单位时间内的入渗量趋于稳定时的入渗速率，cm/min；ia为达到稳渗时的累积入渗量与达到稳渗所用时间的比值，cm/min；Ic为一定时间内的累积入渗总量，本试验取30 min[14]，cm。

1.3.3 土壤水分特征曲线

采用砂箱法和压力板法测定土壤水分特征曲线。藓结皮与无结皮样品在实验室充分饱和48 h后，依次在基质势0、-0.5、-1、-2、-4、-6、-10 kPa（砂箱）和-30、-50、-100、-300、-500、-1 000、-1 500 kPa（压力板）下平衡，并测定土样在不同吸力下平衡后的质量。测定结束后将样品在105 ℃下烘干24 h，计算各基质势下的质量含水率，并按照容重计算土样体积含水率。

使用van Genuchten模型对不同处理的水分特征曲线进行拟合[18]。

式中θ(h)为土壤含水率，cm3/cm3；h为负压，kPa；θs为土壤饱和含水率，cm3/cm3；θr为土壤残余含水率，cm3/cm3；α为与进气值有关的参数，1/cm；m、n为形状参数，与土壤孔径分布有关，且m=1-1/n。

本研究采用田间持水量（θf）、萎蔫系数（θw）、重力水含量（θg）、有效水含量（θa）及易利用水含量（θra）5个土壤水分常数分析土壤持水性。其中，θf指基质势为-33 kPa对应的土壤含水率，cm3/cm3；θw指基质势为-1 500 kPa对应的土壤含水率，cm3/cm3；θg为饱和含水率与田间持水量的差值，cm3/cm3；θa为田间持水量与萎蔫系数的差值，cm3/cm3；θra为易有效水，是田间持水量与毛管断裂持水量之差，约为田间持水量的 65%[17]，cm3/cm3。

1.3.4 土壤比水容量和非饱和导水率

对式（7）两边同时求导即得到土壤比水容量[17]。

式中C(h)为比水容量，其余参数同式（7）。

本研究利用van Genuchten模型和土壤饱和导水率推求土壤非饱和导水率的理论值[10]。

其中

式中K(h)为土壤非饱和导水率，cm/min；Se为土壤饱和度，无量纲；Ks为饱和导水率，cm/min；其余参数同式 （7）。

1.4 数据处理与分析

使用Microsoft Excel 2019处理和分析试验数据，采用SPSS 22.0进行单因素方差分析。van Genuchten模型的相关性和预测误差分别用决定系数（R2）和均方根误差（Root Mean Square Error，RMSE）进行评价。

2 结果与分析

2.1 藓结皮对土壤水分水平扩散的影响

图1显示，藓结皮降低了土壤Boltzmann变换参数ξ。无论是对于风沙土还是黄绵土，藓结皮覆盖土壤的ξ-θ曲线均位于无结皮土壤的下方，但对风沙土和黄绵土的影响不尽相同。风沙土藓结皮和黄绵土藓结皮的平均ξ分别为3.10和1.64 cm/min1/2，较无结皮的风沙土和黄绵土分别降低了27.3%和7.9%；与无结皮的风沙土和风沙土藓结皮相比，黄绵土和黄绵土藓结皮的平均ξ分别降低了58.4%和47.3%。

由图2可知，风沙土藓结皮的平均水分扩散率D（θ）（0～0.22 cm3/cm3）为4.66 cm2/min，与无结皮风沙土相比降低了30.5%；黄绵土藓结皮的平均水分扩散率D（θ）（0～0.22 cm3/cm3）为0.02 cm2/min，与无结皮黄绵土相比降低了66.3%；无结皮黄绵土和黄绵土藓结皮的平均水分扩散率D（θ）（0～0.22 cm3/cm3）较无结皮风沙土和风沙土藓结皮相比分别降低了99.6%和99.2%。

2.2 藓结皮对土壤水分入渗的影响

由图3a和图3b可知，4种处理的入渗速率均在入渗初期（0～5 min）较高，随着入渗时间的推移逐渐下降，在10 min后趋于稳定，并且藓结皮覆盖土壤的入渗速率曲线均位于无结皮土壤的下方。图3c和图3d表明，风沙土藓结皮和黄绵土藓结皮30 min内的累积入渗量分别为7.51和3.77 cm，较无结皮的风沙土和黄绵土分别降低了31.1%和35.7%。

风沙土藓结皮的i0、is和ia较无结皮风沙土分别降低了18.6%、36.2%和22.6%，平均降低了25.8%（表2）。黄绵土藓结皮的i0、is和ia较黄绵土分别降低了 55.4%、31.9%和17.1%，平均降低了34.8%（表2）。数据显示，藓结皮覆盖显著阻碍了风沙土和黄绵土的水分入渗过程。

表2 藓结皮和无结皮土壤的水分入渗参数Table 2 Infiltration parameters of parameters of moss biocrusts and uncrusted soils

2.3 藓结皮对土壤水分特征曲线的影响

表3显示，van Genuchten模型模拟的R2均在0.98以上，RMSE均低于0.019 cm3/cm3，表明模拟效果较好。其中，藓结皮的θs高于无结皮土壤，m和n均低于无结皮土壤。与无结皮土壤相比，风沙土藓结皮和黄绵土藓结皮的θs分别增加了52.4%和25.0%，n分别降低了54.6%和32.3%。

表3 van Genuchten模型对藓结皮和无结皮土壤水分特征曲线的拟合参数Table 3 Fitting parameters of soil water characteristic curves of moss biocrusts and uncrusted soil by the van Genuchten model

由表4可知，风沙土藓结皮的θf、θw、θa及θra与无结皮土壤相比分别增加了 267.3%、59.1%、1 233.3%和264.7%，平均增加了456.1%。黄绵土藓结皮的θg与无结皮土壤相比增加了40.9%。可见，藓结皮覆盖后显著提高了土壤水分常数。

表4 藓结皮和无结皮土壤的水分常数Table 4 Soil moisture parameters of moss biocrusts and uncrusted soils

2.4 藓结皮对土壤比水容量和非饱和导水率的影响

由表5可知，风沙土和黄绵土的C(h)较小、供水能力较低，而藓结皮发育后提升了表层土壤的供水能力。土壤水吸力在 100 kPa时的C(h)可以表征土壤的供水能力，此时风沙土藓结皮和黄绵土藓结皮的C(h)分别为3.97×10-5和 4.47×10-5cm3/(cm3·kPa)，与无结皮土壤相比分别增加了1540.5%和7.4%。由图4可知，当土壤体积含水率小于0.3 cm3/cm3时，随着土壤体积含水率的增加K(h)增加缓慢，增幅不明显；当土壤含水率大于0.3 cm3/cm3时，K(h)随土壤含水率的增加迅速增大。

表5 藓结皮和无结皮土壤的基质势与对应比水容量Table 5 Corresponding relationship between matric potential and specific water capacity of moss biocrusts and uncrusted soils cm3·cm-3·kPa-1

无论在风沙土还是黄绵土上，藓结皮覆盖土壤的非饱和导水率曲线均向右下方移动。与无结皮土壤相比，风沙土藓结皮和黄绵土藓结皮的K(h)平均降低了92.3%和84.8%。

2.5 土壤水分运动参数与土壤理化性质的相关性分析

表6 显示，ξ、D(θ)、is、ia、Ic和K(h)均与砂粒含量成显著正相关关系（r≥0.93，P＜ 0.05），同时与粉粒含量成显著负相关关系（r≥0.96，P＜ 0.05）；i0、is和Ic均与黏粒含量成显著负相关关系（r≥0.96，P＜ 0.05）；θf、θw和θra均与砂粒含量成显著负相关关系（r≥0.97，P＜ 0.05），与粉粒含量成显著正相关关系（r≥0.97，P＜0.05）；此外，C（h）与土壤有机质含量成显著正相关关系（r=0.97，P＜ 0.05）。

3 讨 论

3.1 生物结皮对表层土壤水分扩散的影响

土壤水分运动受土壤表面理化特性的影响，藓结皮作为土壤与大气的交界面，改变了表层土壤质地、土壤孔隙度、有机质含量和斥水性等特性，进而影响土壤水分运动参数。本研究表明，与无结皮土壤相比，藓结皮覆盖显著降低了ξ，抑制了湿润锋迁移速度[23]，降低了D(θ)。其原因一方面是藓结皮显著增加了土壤中粉粒和黏粒含量（表1），改善了表层土壤结构。研究表明，土壤粉粒和黏粒是土壤胶体的重要组分，当土壤黏粒含量增加时，土壤黏粒晶格表面可与水分子的羟基形成氢键的氧原子的数量增加[24]，进而增加了土壤对水分的吸持作用，抑制了土壤水分扩散，只有当藓结皮层达到较高的土壤含水率时，土壤中的水分才能够向前扩散；另一方面，藓结皮增加土壤细小孔隙率，使得土壤稳定性增强，从而抑制了土壤水分的扩散。此外，土壤有机质含量一般与土壤水分扩散率成正相关[23]，本研究中藓结皮覆盖显著增加了表层土壤有机质含量（表1），但降低了土壤水分扩散率（图2），这表明有机质含量对生物结皮土壤水分扩散的影响较小，土壤水分扩散更多受其他因素（如土壤有机物质组成和土壤团聚体稳定性）影响。这与姚淑霞等[23]和魏永霞等[10]的研究结果具有相似之处。本研究中，D(θ)随土壤含水率的增加呈指数函数增加，这主要是当土壤含水率较低时，土壤水分扩散主要以水汽运动和土壤颗粒吸湿作用为主，进而使D(θ)随土壤水分增加而缓慢增加；当土壤含水率较高时，毛管水迅速增加，水分主要以液态形式通过土壤毛管运移，导致土壤水分扩散率随土壤含水率增加而急剧增加[24]。此外，D(θ)和ξ均与砂粒含量成显著正相关，与粉粒含量成显著的负相关（表6），这表明土壤质地对土壤水分扩散的影响较大。

3.2 生物结皮对表层土壤水分渗透性和持水性的影响

本研究显示，与无结皮土壤相比，藓结皮覆盖后一方面显著降低了土壤渗透性，具体表现为降低了i0、is、ia和Ic。并且在不同土壤含水率下，藓结皮土壤的K(h)均小于无结皮土壤。另一方面，藓结皮覆盖后显著提高了土壤持水性和供水性，其土壤水分常数和平均C(h)均高于无结皮土壤。这与前人的研究结果有相似之处。刘翔等[25]研究认为，风沙土上不同发育阶段生物结皮均降低了累积入渗量、阻碍了水分入渗，并认为结皮层的封闭结构是影响入渗的关键因素。Xiao等[6]研究表明，藻结皮和藓结皮降低了土壤入渗速率，并认为土壤质地和结皮厚度为关键影响因素。Gypser等[21]和Zhang等[20]研究表明，不同发育阶段生物结皮均提高了土壤持水能力。这些研究表明生物结皮降低了土壤渗透性，提高了土壤持水性。这一方面可能与生物结皮的物理特性有关。首先，藓结皮发育后增加了土壤粗糙度[26]，有利于土壤表面截获更多的降尘，在生物结皮的遮蔽保护下，表层土壤中的细颗粒物质得以保存和恢复，使土壤结构细化[5]，提升了土壤的有机质含量、粉黏粒含量和吸附能力，进而增加了对水分的束缚能力，减缓了土壤入渗的速度，同时有机质的亲水官能团和黏土矿物含量可增大土壤颗粒的比表面积，提高土壤吸附水分的能力[27-28]，从而提高土壤持水性。其次，土壤渗透性和持水性主要受土壤孔隙结构的影响[29]。土壤中水分总向土壤水势降低的方向移动，水分在吸力的作用下，首先从大孔隙中排出。研究表明，相较于无结皮土壤，藓结皮覆盖增加土壤的微孔隙（0.3～5μm）比例，并降低土壤的中等孔隙（30～75μm）比例，进而降低了土壤K(h)，减缓了土壤水分运移过程[30-31]。同时，与无结皮土壤相比，在施加较小吸力的情况下，藓结皮土壤仍可以保留较多的水分；而保持在小孔隙中的水分只有在较大吸力下才能被排出，这也是藓结皮土壤持水量较高的主要原因。最后，藓结皮发育后使得土壤表层孔隙被细颗粒物质填充，在地表形成一层致密层，具有封闭性，进而减缓了水分入渗过程[32]。

另一方面，该结果可能与生物结皮的生物特性相关，藓类生物结皮中的藻丝体与真菌菌丝共同作用，对土壤颗粒起着缠绕和捆绑作用，从而形成团状物[33]。同时，它们也向胞外分泌并积累多糖聚合物，从而进一步胶结土壤颗粒，形成更稳定的团聚体，进而改善土壤质地，增加黏粒和有机质含量，使土壤能够保留更多的水分以供植物生长利用。并且藓结皮中的胞外多糖聚合物吸水后最多可使其生物量增加50倍，从而间接提高藓结皮的持水性[34]。研究表明，藓结皮中的胞外多糖聚合物吸水膨胀后堵塞地表孔隙，减少水分在孔隙中的流通，最终阻碍水分下渗[35]。此外，生物结皮中的菌类会分解有机质，使得土壤表面形成蜡质外层，并通过提高土壤斥水性来降低土壤渗透性[36]。

3.3 生物结皮对表层土壤水分特性的影响

土壤水分渗透和水分保持是地表水分平衡的重要组成部分，而藓结皮的覆盖能够显著影响土壤水分再分配过程[37]。一方面，在降雨过程中，藓结皮对地表特征的改变降低了D(θ)、水分入渗率和K(h)，这可能会增加径流发生的风险[6]。Rodríguez-Caballero 等[38]研究了自然降雨下坡面尺度生物结皮对径流的影响，结果表明生物结皮的存在增加了坡面径流量。Zhao等[2]采用放水试验研究了藻结皮和藓结皮对坡面产流的影响，结果表明生物结皮较无结皮坡面增加了10%～15%的径流量。这些研究均表明生物结皮覆盖可通过降低土壤渗透性以改变入渗与径流的比例，进而影响土壤坡面产流。其次，藓结皮覆盖可通过减少入渗进而降低降雨的渗透深度。Xiao等[39]研究了藓结皮和无结皮土壤剖面不同深度的土壤含水率变化情况，发现生物结皮降低了15～50 cm土层土壤含水率。Shi等[40]研究了降雨条件下生物结皮（藓结皮和藻结皮）和无结皮土壤不同深度土层含水率的变化，发现生物结皮较无结皮降低了5～10 cm的土壤含水率。这些研究均表明生物结皮覆盖降低了浅层土壤含水率的变化，这可能增加土壤浅层水分含量的空间变异性，并在一定程度影响根系较浅的灌木对土壤水分的利用，进而影响植被的恢复演替。另一方面，黄土高原土壤发育缓慢，很难形成较好的土壤结构和颗粒组成，导致其持水能力和供水能力较差[41]。藓结皮发育后改善了土壤理化性质，提高了土壤水分常数（θf、θw、θg、θa和θra）和C(h)，即藓结皮覆盖提高了表层土壤的持水和供水能力[21]。有研究显示藓结皮覆盖表层土壤的饱和含水率比无结皮高10.4%[20]，这可能导致干旱地区在降雨后藓结皮覆盖土壤的蒸发量高于无结皮。此外，藓结皮覆盖土壤的渗透包括两个阶段，即藓结皮层的入渗和藓结皮下层土壤的渗透。在降雨有限的情况下，将首先使藓结皮层达到饱和，但由于藓结皮层具有较高的持水能力，因此限制了降雨后的水分下渗[40]，这也印证了本研究中藓结皮降低土壤渗透性的结果。

本研究表明，藓结皮覆盖后改善了表土理化性质，抑制了表层土壤水分的水平扩散，阻碍了水分下渗，提高了表层土壤的持水性。这可能使土壤表层在降雨后截留更多水分，进而可能使土壤水分分布趋于浅层化。

4 结 论

1）黄土高原藓结皮覆盖对表层土壤水分扩散具有显著影响。由于藓结皮粉粒和黏粒含量显著高于无结皮土壤，导致土壤水分扩散能力显著降低。与无结皮土壤相比，藓结皮覆盖土壤的Boltzmann变换参数和水分扩散率分别降低了7.9%～27.3%和99.2%～99.6%。

2）受土壤质地和有机质含量的共同影响，藓结皮覆盖显著降低了表层土壤渗透特性。其水分入渗参数和非饱和导水率较无结皮土壤分别降低了 17.1%～55.4%和84.8%～92.3%，且藓结皮覆盖对黄绵土渗透性的影响高于风沙土。

3）藓结皮覆盖显著提升了表层土壤持水和供水能力。与无结皮土壤相比，藓结皮覆盖的水分常数和比水容量（土壤水吸力为 100 kPa）分别增加了40.9%～1233.3%和7.4%～1540.5%。van Genuchten模型能够较好模拟生物结皮覆盖土壤水分特征曲线，模型拟合结果的R2＞ 0.98。此外，藓结皮覆盖对黄绵土水分有效性的影响低于风沙土。