黄土高原自然植被恢复过程中土壤温度和水分的相关性

王 俊，郭金龙，张永旺,2，魏瑶瑶，郑 恩

(1.延安大学生命科学学院，陕西 延安 716000；2.陕西省红枣重点实验室(延安大学)，陕西 延安 716000；3.西北农林科技大学植物保护学院，农业部西北黄土高原作物有害生物综合治理重点实验室，陕西 杨凌 712100)

土壤水分对于植物生长发育、社会经济和生态环境建设的可持续发展至关重要，尤其是在半干旱地区，水分已成为制约该区生态环境建设以及社会经济可持续发展的重要因素之一。黄土高原是世界上典型的半干旱区之一，占我国6.54%的土地面积。上世纪中期，追求经济增长和粮食产量几乎损毁该区所有的天然植被，由此引起严重的环境退化使当地人民的生活受到威胁。自1999年启动退耕还林(草)工程已经22年，黄土高原大部分地区的生态环境已逐步改善。但是，植被恢复在很大程度上取决于土壤水分的时空分布特征；另外，不合理的植被恢复条件，例如，选择不合理的恢复植被可能加剧土壤水分状况的恶化，从而对水土保持效果产生不良影响。由于不合理的恢复植被对土壤水分的过度消耗正在威胁黄土高原地区的植被恢复和重建。有研究表明，造林树种单一会引起人工林结构单一，降低土壤肥力和土壤含水量等，从而导致林下地表裸露，加重地表径流和水土流失。

土壤水热因素影响陆地生态系统群落生产力，从而可能改变植物生长速率，进而对植被生产力和碳汇功能产生一定影响。土壤水热动态过程和变化机制是陆面过程的重要研究内容。除土壤水分外，土壤温度也是影响植被生长发育的关键因子，土壤温度能够影响根系细胞的代谢、土壤水分的蒸发、渗漏和土壤保水情况，对土壤持水性的影响尤为显著。Porporato等研究认为，土壤水分、温度既是气候—植被—土壤属性等综合因素的影响结果，也是决定植被水分供给的关键因素，是生态水文过程研究的重要切入点；Brooks等利用12种耦合模型进行模拟表明，土壤水热对大气降水存在反馈作用，是气候变化的预报指标。目前，对于黄土高原植被恢复过程中土壤水分效应的研究多见于人工植被，而对植被恢复过程中土壤温度效应的研究较少，大多关于土壤水分和土壤温度的研究只局限于单因素方面，忽略水分和温度耦合效应共同作用的结果，而土壤水热耦合效应的研究更能确切地揭示植被恢复过程中的水热动态变异机制。因此，本研究以子午岭林区植被恢复过程中不同阶段的植被群落为对象，研究其土壤水分、温度的变化及其耦合作用，为黄土高原植被恢复过程中的土壤水热效应提供理论参考。

1 研究方法

研究区为甘肃合水连家砭林场，属温带大陆性季风气候，多年平均气温10 ℃，平均降水量为587 mm，且降雨多集中在7—9月，占年降水量的60%以上，地貌海拔为1 211～1 453 m，区域土壤主要为原生或次生黄土。试验样地属于子午岭林区，该林区位于黄土高原中部半湿润半干旱过渡带，为典型的黄土高原丘陵沟壑区。

在林场内选取5个植被恢复过程的不同阶段样地，分别为草地阶段的白羊草((Linn.)Keng)(G)、灌木林阶段的沙棘林((Linn.))(S)、乔木林早期阶段的山杨林(Dode)(F1)、乔木林中期的山杨与辽东栎混交林(F2)和顶级阶段的辽东栎林(F3)。在2020年8—11月主要进行土壤温度、水分测定，所选取的样地群落信息见表1。

表1 样地群落信息

2020年8月，利用土钻定期采取土样，取样土层为0—10，10—20，20—30 cm，所取土样装至铝盒木箱和密封塑料袋中。采用烘干法测定土壤含水量和土壤容重，在105 ℃高温条件下烘6～8 h，达到恒重即可。此外将部分土样进行室内风干、研磨和过筛，用Mastersize 2000激光粒度分析仪(英国马尔文公司)测定土壤颗粒组成。用环刀法取0—30 cm剖面的原状土进行土壤孔隙度的测定，所取土样土壤毛管孔隙度采用离心机法测定。土壤温度水分采用土壤温湿度仪(L99-TWS-3型土壤温湿度(水分)记录仪，路格，国产)定期测定，在5，15，25 cm 3个土层分别放置测量探头进行土壤温度和水分的测定，土壤温湿度仪每1 h自动记录温度与水分数据。

数据分析使用Excel 2010，利用SPSS 19.0软件进行单因素(ANOVA)方差分析，利用Excel 2010软件进行作图。

2 结果与分析

2.1 土壤特性分析

2.1.1 土壤粒径分析 从表2可以看出，G、S、F1、F2和F3 5个群落的土壤组成中砂粒含量最高，为51%～66%，其中F1较其他群落含量最高；其次为粉粒含量，为25%～35%，0—10 cm土层G群落粉粒含量最高，10—30 cm土层F3群落含量显著高于其他群落；黏粒含量最低，为9%～15%，0—20 cm以上土层含量最高为G群落，20—30 cm土层F3群落含量最高。随着植被恢复，在0—10 cm土层中的黏粒与粉粒含量显著下降，砂粒含量显著提高(<0.05)。

表2 不同恢复阶段不同土层的土壤粒径

2.1.2 土壤容重分析 G、S、F1、F2和F3 5种群落的0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤容重差异显著(图1)。0—10，10—20，20—30 cm土层G群落的土壤容重显著高于其他群落。0—20 cm土层的土壤容重随着植被恢复显著下降，但从F1～F3阶段，土壤容重保持不变。20—30 cm土层G、S和F3群落的土壤容重显著高于F1和F2群落，但各群落间无显著差异。

注：图中不同字母表示不同土层不同恢复阶段差异显著(P<0.05)。

2.2 土壤孔隙度分析

从表3可以看出，随着植被恢复，土壤总孔隙度在0—10，20—30 cm土层呈显著上升趋势，而在10—20 cm土层处于植被恢复中间阶段的S群落显著高于其他群落，且其他群落间差异不显著。毛管孔隙度与总孔隙度的变异趋势一致。

表3 不同恢复阶段不同土层土壤孔隙度

2.3 植被恢复过程中不同群落土壤温度变化

从图2可以看出，8月G群落土壤温度明显高于其他植被，土壤温度峰值约为23.3 ℃；S、F1、F2和F3群落土壤温度的峰值大多集中在21 ℃，范围为16～21 ℃。9月各群落的土壤温度稍微低于8月，G群落土壤温度依然显著高于其他群落，约为20 ℃，范围为15～20 ℃。S、F1、F2和F3群落的土壤温度多在18 ℃，范围为13～18 ℃。10月G群落土壤温度依然高于其他群落，约为14 ℃，范围为8～14 ℃。10月中上旬4种植被土壤温度变化趋势相似，10月下旬F3群落土壤温度明显高于其他3个群落1 ℃左右。进入少雨的11月份，5个群落土壤温度变化趋于一致，土壤温度峰值为8 ℃，范围为2～8 ℃。5种植被温度变化曲线基本吻合，但F3群落土壤温度高于其他4个群落。随着植被的恢复，土壤温度的变化幅度有所减小，温度的峰值和范围亦有所降低。此外，在11月时不同植被恢复阶段的土壤温度变化趋近一致，峰值与范围也接近，说明寒冷干燥等天气因素对不同植被恢复阶段的植被土壤温度影响大致相同。

图2 不同恢复阶段不同时间土壤温度变化

2.4 植被恢复过程中不同群落土壤水分变化

从图3可以看出，8月G群落土壤水分显著高于其他群落，G群落土壤水分峰值约为33%，范围为26%～33%。8月S、F1、F2、F3群落的土壤水分峰值多集中在28%，范围为18%～29%。9月各群落的土壤水分略高于8月，G、S、F1、F2和F3群落的土壤水分变化趋势相似，峰值集中在34%。S和F3群落的范围为21%～34%，F2群落范围为23%～34%，G和F1群落范围为25%～34%。10月5个群落的土壤水分峰值相较于9月总体呈下降趋势。G、S、F1和F3群落土壤水分峰值集中在31%～32%，F2群落峰值为30.5%，5个群落的土壤水分变化幅度总体上仍保持一致。进入少雨的11月，除G群落外，其他4个群落的土壤水分变化比较接近，峰值为27%，范围为23%～27%，当月土壤水分比较稳定。而G群落的土壤水分变化趋于平稳，峰值为30.3%，范围为29%～30.3%，并且在任何时间均显著高于其他4个群落。在多雨的8月和少雨的11月中随着植被恢复，土壤水分显著减少，而在多雨的9月和少雨的10月不同恢复阶段的植被土壤水分差异不明显，且变化趋近一致。随着植被恢复，植被的土壤水分变化范围和峰值变小。

图3 不同恢复阶段土壤水分变化

2.5 植被恢复过程中不同群落土壤温度和土壤水分的相关性

植被恢复过程中不同群落的土壤温度和水分的相关性差异明显。从表4可以看出，8月G群落0—10 cm土层的土壤水分与土壤温度呈显著负相关(=-0.509)，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度呈显著负相关(=-0.473)，20—30 cm的土壤水分与土壤温度负相关性不显著(=-0.187)，土壤水分随温度先降低后升高。9月0—10 cm土层的土壤水分与土壤温度负相关极显著(=-0.724)，该土层土壤水分随温度升高先趋于平缓后显著降低，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=-0.362)，该土层土壤水分随土壤温度升高变化规律不明显，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度显著负相关(=-0.456)，土壤水分随温度升高变化趋势与10—20 cm土层相似。10月0—10，10—20 cm的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=0.401)，而20—30 cm的土壤水分与土壤温度呈显著正相关(=0.491)，该土层土壤水分随土壤温度先升高后降低。11月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分和温度呈极显著正相关(=0.762，=0.931和=0.968)，3个土层土壤水分随温度升高逐渐增加。

表4 植被恢复G阶段不同时间土壤温度与水分的相关性

表5为S群落8—11月土壤温度与水分的相关性。8月S群落0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=-0.342，=-0.369)，20—30 cm土层的土壤温度与土壤水分呈极显著正相关(=0.722)，土壤水分随土壤温度先降低后升高。9月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=-0.369，=-0.443)，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著负相关(=-0.585)，土壤水分随土壤温度先升高后降低。10月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性均不显著(=0.172，=0.242，=0.435)，3个土层土壤水分随土壤温度变化趋势相似即先升高后降低。11月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分和温度呈极显著正相关(=0.926，=0.924，=0.969)，3个土层土壤水分随温度的升高而逐渐升高。

表5 植被恢复S阶段不同时间土壤温度与水分的相关性

从表6可以看出，F群落8月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度都呈显著负相关(=-0.557，=-0.49)，这2个土层土壤水分随土壤温度升高的幅度逐渐提高，20—30 cm土层的土壤温度与土壤水分呈极显著正相关(=0.716)，该土层土壤水分随土壤温度升高逐步增加。9月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度呈显著负相关(=-0.463，=-0.446)，该土层的土壤水分随土壤温度升高先增加后减少，20—30 cm的土壤水分与土壤温度呈极显著负相关(=-0.674)，该土层土壤水分随土壤温度变化趋势与0—20 cm的2个土层相似。10月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=0.282，=0.453)，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著正相关(=0.614)，该土层土壤水分随土壤温度升高逐渐增加。11月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分和温度呈极显著正相关(=0.876，=0.926，=0.944)，3个土层土壤水分随温度升高逐渐增加。

表6 植被恢复F1阶段不同时间土壤温度与水分的相关性

从表7可以看出，F群落8月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度呈显著负相关(=-0.552，=-0.541)，这2个土层的土壤水分随土壤温度升高的变化趋势相似，均为先减少后增加，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=-0.139)。9月0—1，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=-0.436，=-0.441)，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著负相关(=-0.589)，该土层土壤水分随土壤温度升高先缓慢增加后减少。10月0—10，10—20 cm的土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著(=0.105，=0.324)，20—30 cm的土层的土壤水分与土壤温度正相关显著(=0.507)，该土层土壤水分随土壤温度升高先缓慢增加后减少。11月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分和温度呈极显著正相关(=0.86，=0.902，=0.97)，3个土层土壤水分随温度升高缓慢增加。

表7 植被恢复F2阶段不同时间土壤温度与水分的相关性

从表8可以看出，F群落8月0—10，10—20 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著和显著负相关(=-0.682，=-0.456)，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著正相关(=0.681)，该土层土壤水分随土壤温度升高先趋近于稳定后增加，此外，该土层相对于其他2个土层其土壤温度变化较小。9月10—20，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈显著负相关(=-0.507，=-0.528)，这2个土层土壤水分随土壤温度升高的变化趋势一致，均为先减少后趋近于稳定后快速减少。10月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度相关性不显著。11月0—10，10—20，20—30 cm土层的土壤水分与土壤温度呈极显著正相关(=0.825，=0.858，=0.967)，这3个土层土壤水分随土壤温度升高均呈缓慢增加的变化趋势。

表8 植被恢复F3阶段不同时间土壤温度与水分的相关性

3 讨 论

土地利用变化影响土壤水分、土壤容重等物理性质，且差异显著。本研究中，草地阶段土壤颗粒组成中的砂粒含量显著低于其他恢复阶段，砂粒含量在灌木林阶段显著提高，而黏粒含量表现出相反的趋势，表明长期的自然恢复(约50年)能够在一定程度上改善土壤结构。从另一角度来看，由于土壤干燥化所导致的土壤物理特性的退化在短期内很难恢复，土壤容重随着植被恢复逐渐降低，表明自然演替在一定程度上能够改善表层土壤的物理特性；当自然恢复进行到乔木林即山杨林阶段后，土壤容重无显著性变化，表明自然恢复达到显著改善土壤特性的效果可能需要50～80年。

全球气候变暖是毋庸置疑的事实，温度变化势必影响植物竞争力、植物根系分布深度、根系呼吸、微生物群落的组成、植物生理、植物物候、植物养分的分配等，进而影响生态系统的结构和功能。在土壤水分含量较高时，温度是造成土壤水分损失的主要因素，特别是土壤温度的变化，与地表植被覆盖类型、覆盖度、土壤质地、土壤热性质以及地形和植被形成的微气候有关。本研究中，8—10月土壤温度随着自然植被恢复从撂荒草地到灌木林地再到乔木林地呈现出温度变化幅度减小的趋势，温度的峰值和范围有所减小，其原因可能是该时期正值树体旺盛生长期，随着植被恢复地上部生物量逐渐增大，枝叶更加繁茂，植物吸光效能更大，导致太阳光照射土壤的热能变少，土壤水分含量较高且变化较大，树体的蒸腾能力逐步增强，这与胡健等的研究结果一致。但在11月时不同植被恢复阶段的植被土壤温度变化趋近一致，峰值和范围也十分接近，这可能与该时期的土壤含水量较低且变化较小、各群落枝叶凋落、覆盖度趋近以及树体逐渐进入休眠和土壤微生物活动减弱等因素有关。

土壤水分是控制不同时空尺度水文的重要因素。土壤水分在时间和空间尺度上因地形和植被的差异而不同。不同植被由于其根系密度和深度的差异导致其消耗土壤水分的深度和强度不同，从而形成不同植被下土壤水分的差异。本研究中，土壤含水量随着自然植被恢复从撂荒草地到灌木林地再到乔木林地呈现逐渐下降的趋势，其原因可能是由于随着植被恢复，地上部生物量逐渐增大，枝叶更加繁茂，树体的蒸腾能力逐步增强，降水截留增多，树干径流增加；另外，地下部根系逐渐增多，分布增广，对土壤水分的吸收和消耗随之增多，从而引起土壤含水量和储水量的整体下降，这与王云强等的研究结果一致。

在诸多环境因子中，土壤水热因子是影响作物生长发育的关键因子。在非恒温条件下水分运动和热能传输是相互作用的。温度梯度影响土壤含水量和能量的分布并导致水分和水汽运动，而水分运动又通过对流作用携带热能运动，当温度梯度和含水量梯度共存情况下形成水分和热能同时发生运动。本研究中，不同植被下土壤水分与土壤温度相关性的显著程度不同，总体呈显著的线性负相关关系，这与车宗玺等和李军祥等的研究结果一致。在8—11月乔木林恢复阶段与其他恢复阶段相比，土壤温度与水分相关性更显著，且0—10，10—20，20—30 cm土层之间的温度和水分相关性大小接近，原因可能是随着植被恢复的进行，土壤根系加深，土壤孔隙度提高，温度与水分的传导力增强。

4 结 论

8—10月G群落的土壤温度显著高于其他群落，S、F1和F2群落的土壤温度变化趋势相似，11月5个群落的土壤温度变化趋势一致，F3群落的土壤温度显著高于其他群落。总体来看，随着植被恢复，土壤温度变化的范围和峰值有不同程度的减小。8—11月G群落的土壤水分显著高于其他群落，随着植被恢复，土壤水分有不同程度的减少，但并不影响土壤水分随时间变化的总体趋势，土壤水分有一定的时间稳定性。不同植被恢复阶段土壤温度和水分总体呈显著负相关。