林森植被下流域土壤溶液与河流水化学性质动态研究

1、林森植被下流域土壤溶液与河流水化学性质动态研究（一）Jenny L.K. Vestin , Sara H. Norström, Dan Bylund , Per-Erik Mellander, Ulla S. Lundström摘要：在瑞典中部的Bispgarden港(63°07N, 16°70E).连续两年观测其土壤溶液与河流水化学变化。土壤样品与土壤溶液的采集地分别选在距离河流10m以及80m出的山坡上。目的是为了检验补给区（灰化土）和排泄区（红砂壤）的相互作用，并尝试研究土壤溶液与河流水化学性质之间的关系。流域中土壤母质是相似的，但是排泄区的C、N

2、含量高于其他区域，极有可能是由于其水文条件不用于补给区。而由于排泄区的高碳含量，排泄区的可交换阳离子以及盐基饱和度也高于补给区。排泄区土壤溶液中， 和含量也高于补给区，这可能是由于随着土壤中C含量的增加，元素在土壤中的运移和留存过程不一样造成的。在融雪时期，在土壤生物活动以及稀释作用下，土壤溶液中， 和的浓度较低。在生物活动以及风化作用下，其浓度也会季节性增加。土壤溶液中浓度，在融雪期有所增加，由于生物的摄取，而在夏季有所下降。2003年8月，在一段干旱时期过后，强烈的降雨随之而来，河流水化学性质也因此发生强烈的改变。河流中，和浓度有所增加，而浓度则有所下降。可见，在高流季节，河流水化学性质可

3、以反映排泄区上层土壤化学性质，在低流季节则反映的是更下层的土壤以及地下水的化学性质。1. 前言自然生态系统中，闭合流域较为合适研究与解释水文化学过程。(Bishopet al., 2004; Laudon et al., 2004b; Mullholland and Hill, 1997;Stutter et al., 2006) 由于不同的生物化学过程和基于不同水文条件下的运移途径，使得不同流域之间，甚至是同意流域的不同区域之间，营养物质的动态存在不同。(Stutter et al., 2006）这就会导致营养物质出现不同的留存于运移过程。（Campbell et al., 2004;Joh

4、nson et al., 2000) 元素浓度高度受生物活动影响，随生物活动的变化，呈现高度的季节变化。这种季节性变化通常在表层土壤中更为明显，随深度的增加这种变化逐渐变小。(Land and Öhlander, 1997; Lundström, 1993) 营养物质浓度也呈现随深度的不同而有所变化。营养物质如，浓度随深度增加而增加，因为土壤中绝大部分，来源于母岩的风化过程，再如，由其在生物再循环过程十分活跃，其最大浓度则出现在表层土壤中。(Johnson et al.,2000) 因此土壤溶液中营养物质浓度能反映基岩的均质性和风化程度以及生物群落的活动。排泄区对养分的动态

5、以及河流水组分有重要影响。这个区域既起到了养分储存库的作用，也能由于植物的摄取或截留保存养分，也是河流养分的释放源，尤其是在高流季节，比如融雪期。(Bishop et al.,1993; Burt, 2005; Fölster, 2000; Laudon et al., 2004b) 水分在干旱时节被储存在流域中，降水量增加时，也就是暴风事件发生时，又从流域中被释放。因此河流水环境化学性质随水文情势而变化表明在某些情况下，由于其他水源的加入使得地下水位上升，也正是因为如此包气带中的水是流动的。在滨河区域，河流水环境化学性质很大程度上由土壤化学性质决定，因为在土壤溶液渗滤进入河流之前只

6、能与土壤接触，可以说径流的化学性质取决于水流和河滨区域土壤化学性质。(Bishop et al., 2004). Langhoff et al. (2006)描述了水体进入河流的三种可能途径：1）直接通过河床进入；2）通过河床到达地表，然后再进入河流；3）仅仅通过地表直接进入河流。根据他们在丹麦的一个实验结果显示水体进入河流最常见的途径是水体通过河床到达土壤表面而进入和水体直接进入河流相结合的方式。此研究的目的在于论证元素的动态变化以及北方森林植被下小流域水体中元素的时间变化规律。此项研究的研究地选在瑞典中部，并持续观测了两个季节。本项目将研究补给区与排泄区之间不同的营养条件，并尝试将断面的水

7、文情势与河川径流及水环境中化学指标的浓度联系起来。2. 资料与方法2.1样点描述Bispgarden港(63°07N, 16°70E)位于瑞典中部（见图1），海拔258m，是该区域海拔最高的海岸线。年平均降水量约700mm，年平均温度+2，研究地位于朝向河床的斜坡处，坡度为2°，流域面积为50公顷，其内植被覆盖为以80年左右的挪威云杉和欧洲赤松为主的次生林。该地区存在少量认为沉积。基岩类型主要为花岗岩和片麻岩。补给区的土壤类型为灰化土，排泄区则为红砂壤。(FAO,1990）本次研究分别在距离河流10m（土壤类型为灰化土）和80m（土壤类型为红砂壤）的位置各部设了六

8、块样地。每块样地之间间隔约为10-15m，灰化土和红砂壤的有机质层平均厚度都约为28。灰化土的E层平均厚度为9，C层之上，还存在厚度约7的B层。而红砂壤则在C层之上存在厚达50的A层。采样之时，先将植物活体去除，对剩下的土壤样品分两部分采集。上层部分（O1）由未降解的垃圾组成，下层部分（O2）则是由垃圾已降解或部分降解后的成分构成。图1.采样区的位置与轮廓2.2土壤固体于2002年9月，分别采集两个土壤剖面除腐殖质层以外所有发生层的土壤样品，以便确定土壤组成成分。（灰化土剖面采集E：淋溶层；B1：上层积淀层；C：矿质层，红砂壤剖面采集0-5；10-15；45-50）。在105下，烘干样品，并用

9、溶解。先用溶解，然后使用电感藕合等离子体质谱进行分析。该方法曾在瑞典吕勒奥分析生化展上被展示过。为了确定可交换阳离子，土壤含N量、含C量以及PH，采集了所有的剖面各发生层的土壤样品（灰化土：O2，E，B1，C；红砂壤：O2，以及0-5，10-15，45-50）。可交换，的含量依照瑞典标准ISO-11260 at HSMiljölab AB（瑞典卡玛尔）确定。在使用ICP测定元素时，先用0.1M 溶液萃取。土壤PH也根据瑞典标准ISO-11260 at HSMiljölab AB（瑞典卡玛尔）确定。在70下烘干样品，然后用Perkin Elmer Chn 2400 元素分析仪

10、分析样品C、N含量。所有的这些分析都是由位于于默的瑞典农业科技大学的土壤科学实验室进行的。2.3土壤溶液与河流水以水位计在河道呈三角堰型处持续测量河流径流量(TruTrack Ltd., New Zeeland)。无雪期每周都在V型河道处测流，并绘制出流量过程线。CoupModel(Jansson and Karlberg, 2004)是一个基于物理过程的生态模型，可用于推测外延缺测的时间序列，如图2。图2：基于测量及CoupModel模拟得到的径流量日变化趋势采样点之间水在土壤中的运移存在差异。在补给区，水的运移主要发生在垂直方向，因此该区域土壤发育良好，为典型的灰壤土。在排泄区，样点处在滨

11、水地带，靠近河流，存在沿斜坡流动的水平流，以及地下水水位会在表层土壤附近波动。不同采样点的土壤饱和度（也即地下水位）以安装在地下钻孔的水位计(TruTrack Ltd., New Zeeland生产)进行监测，土壤水分在地表以下5厘米处利用TDR-probes (CS616, Campbell)测得，如图3.图3：补给区与排泄区土壤水分含量月均值，安装在地下钻孔的水位计测得的土壤饱和度以及在地表以下5厘米处利用TDR-probes (CS616, Campbell)测得的土壤水分灰壤土的四个不同的发生层都分别安装了吸入式浓度计(Rhizon MOM,Rhizosphere,Wage-ninge

12、n, Netherlands)，分别为O2层（较深的有机质层）, E层, B1 层(较为上部的B层) 以及C层。红沙壤也分别在O2层, 05 cm, 1015 cm 以及4550 cm深处安装有吸入式浓度计。并且每一个坑的每一发生层安装有三个浓度计。浓度计是用来收集样点土壤中可渗透的溶液，因为它会影响河流水分的组成。在收集结束后，每一发生层都分别将三个浓度计采集到的样品混合得到一个混合样品。在7个月时间里，在未发生冻结或者干涸的情况下，每月都收集一次土壤水。每周在流域出口V型河道处收集河流水，在如融雪、暴雨等高流量事件发生期间还会加大收集频率。在分析之前，土壤溶液都用直径为0.45m的膜过滤器

13、过滤(Millex-HV, Millipore)。在过滤之后立即用Beckman 32 pH-meter(Beckman CoulterInc., Fullerton, CA, USA).测定溶液的pH。河流水的pH在过滤之前测定。用来测定可溶性有机碳含量的样品的分析使用TOC-5050A总碳分析仪 (Shimadzu, Kyoto, Japan).阴离子（以及)的测定采用DX-120离子色谱仪(Dionex, Sunnyvale, CA, USA).在采样结束两天之内即对可溶性有机碳及阴离子进行分析测定。以及可快速反应采用流动注射分析(Foss-Tecator, Högan

14、8;s, Sweden).、可快速反应在采样结束两天之内即测定其含量，而、在分析测定之前需将其冷冻。可快速反应的测定采用克拉克（Clarke）等人提出的方法，可快速反应通常被认为可以组成无机单体形态以及硫化态的铝化合物。用于测定阳离子的样品需先用高浓度的进行酸化，并在4的条件下保存。然后用ICP-MS (VG PQ Excel, Thermoelemental,Winsford, England)进行分析。2.4土壤呼吸在生长季节，每月分别测定补给区和排泄区各两个土坑的土壤呼吸。一共有8个样点进行了该项调查，并由此获得了土壤呼吸的平均值。土壤呼吸的测定采用EGM-4 (PP-Systems,

15、UK).2.5数据分析利用MINITAB 12版软件，设定显著性水平为的情况下，对实测数据进行t检验以及方差分析。在t检验过程中，每一土壤参数在不同深度所测得的数据都是分开进行检验的。3. 结果灰壤土和红沙壤的总组分中、以及可交换态的、以及碳的含量均在表1中列出。而灰壤土和红沙壤土壤固体中、的含量是相似的。只有的含量存在差异，灰壤土的E层中含量较红沙壤的同一发生层要高。可交换含量在除O层以外的整个红沙壤土壤剖面上均高于灰壤土。与灰壤土相比，红沙壤中可交换、的含量随深度增加而呈现递减的趋势，但是只有0-5层经统计验证要高于灰壤土。这就导致了红沙壤0-5、45-50层的盐基饱和度要更高，而且红沙壤

16、所有矿质层的可交换阳离子含量也要更高（见表1）。红沙壤在整个土壤剖面上碳含量呈现随深度增加而递减的趋势，而灰壤则只在0-5厘米的深度也就是O层，发现碳含量特别高。红沙壤中的氮含量亦随深度增加而呈现递减的趋势，且在O层以及0-5层要显著高于灰壤。灰壤中E层及B1层pH要高于红沙壤。图2是在两年实验期间，整个调查区域径流量的日变化。在生长季节，是流域较为干涸的时节但在2003年降水量有所增加。这也可以通过同一时期补给区和排泄区土壤饱和度大幅提高推断而知（见图3）。而在这段时间内，土壤湿度并没有太过剧烈的变动，当然这也可能是测量的时间间隔过长造成的。pH及土壤溶液中、的浓度的季节平均值的变化可分别从

17、图4a-h看出。在2003年至2004年间采集的每一个样点的灰壤与红沙壤数据都分别计算其均值及标准误差。每一变量（深度、时间、灰壤、红沙壤）和要素的重要性检验都是分别进行的。灰壤的pH值要更高（图4a），而在整个土壤剖面上红沙壤中含量则要更高（图4b）。pH随深度增加而增加，而则表现为下降（图4a-b）。红沙壤中在更深的土层中浓度要更高，而在上层土壤中其在红沙壤与灰壤中的含量几乎没有差别（图4c）。红沙壤的土壤溶液中、浓度普遍高于灰壤，只有在有机质层，即O层，灰壤土壤溶液中、浓度要高于红沙壤。虽然在O层红沙壤中的浓度要明显高于灰壤，但在更深的土层中，两者几乎没有差别（图4h）。图4：Avera

18、ge soil solution concentrations (M) for podzol and arenosol. DOC concentration in mM. The average values and standard errors are based on all.sampling occasions during 2003 and 2004. n96. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon.土壤溶液各变量（pH、）在时间序列上的变化趋势见图5-12。这些图是将各

19、样点的灰壤和红沙壤的各个变量于2003年至2006年采集数据的平均值（n=6，未发生干涸时）分别绘制而成。同一时期河流的相应变量的均值（n=1）也绘入同一张图中。通常说来，较之红沙壤和上层土壤，灰壤和深层土壤溶液中离子浓度的要更稳定。在融雪季节，土壤和河流的pH值都较低。在生长季节，土壤pH值在初始短暂的升高后，逐渐下降，而在这个季节，河流pH值轻微有所增加（图5a-c）。图5：Time trends for average pH in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missi

20、ng values are due to dry sampling conditions.n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.2003年8月，由于出现持续降雨，河流pH值有所下降，达到与融雪季节同样的低值。相应地，河流浓度在融雪季节和大雨期间都很高（图6c）。2003年雨后一个月，尚处在生长季节，所有样点的土壤溶液的浓度也都增加了（图6a-b）。Fig. 6. Time trends for aver

21、age DOC concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.在早春和2003年大雨前的干旱时节，土壤溶液中的浓度相对较高，而在夏

22、季有所降低（图7a-c）。Fig. 7. Time trends for average NO3 concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth

23、 in cm.然而在2004年秋季，红沙壤更深层土层中的浓度也较高（图4c，7b）。更深层土层土壤溶液中的浓度要更高，并且在2003年大雨后，样点浓度有所升高（图4d，8a-b）。Fig. 8. Time trends for average SO4 concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to dry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denot

24、es upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.河流中浓度在融雪季节要更高，在2003年大雨前达到最大值（图8c）。的最大浓度出现在上部矿物土层，并且在生长季节及2003年大雨之后，通常都有所升高（图4c，9a-b）。可快速反应与呈现相似的变化趋势，可快速反应的最大值为20M，出现在有机质层（数据并未列出）。在2003年大雨期间，河流中的浓度有所升高（图9c）。可快速反应的浓度也增加至总浓度的25%。灰壤和红沙壤土壤溶液中的浓度都表现为深层土壤要高于上层土壤（图4f，10a-

25、b），并且无论是河流水还是土壤溶液中，浓度都随季节变化而有所升高。在2003年大雨期间河流中浓度显著下降了（图10c）。灰壤中，上层土壤中浓度要更高，而在红沙壤中所有土层浓度几乎不存在差异（图4g，11a-b）。在生长季节，浓度在E/0-5层有所增加。在2003年大雨后，样点红沙壤上层土壤中浓度增加了。在河流中，浓度随季节变化而增加（图11c）。在2003年8月大雨期间，河流浓度达到峰值。在灰壤区和河滨地带，上层土壤溶液中浓度均要高于深层土壤（图4h，12a-b）。在2003年至2004年的调查期间内，河流中浓度随季节变化而出现波动，并且在降雨时期，表现为下降（图12c）。对深度，样点所在的坡

26、度以及土壤溶液中待分析的变量进行方差分析，以评估各变量的重要性。各要素的值见表2。对灰壤和红沙壤而言，pH，土壤溶液中、的浓度均随季节变化而变化（）。红沙壤土壤溶液中浓度随季节变化而变化，而灰壤中并无此种规律。在灰壤上层土壤中，浓度也呈现季节变化规律，而更下层的土壤则没表现出规律性（图9a）。Fig. 9. Time trends for average Al concentration in podzols and arenosol soil solution and stream water during 2003 and 2004. Missing values are due to d

27、ry sampling conditions. n6. E denotes elluvial, B1 denotes upper illuvial and C denotes mineral horizon. 05; 1015; 4550 denotes depth in cm.这极大地影响了统计模型的计算。灰壤和红沙壤的pH及其土壤溶液中、等的浓度随深度的变化也呈现一定的差异性。土壤深度也同样影响着红沙壤中的浓度，但是对灰壤中浓度并无影响（表2，图7）。无论是灰壤还是红沙壤，其对土壤pH以及土壤溶液中、的浓度有重要影响。通过采用t检验验证两种土壤之间的差异性，方差分析的结果也证实了这种结论，

28、如图4。t检验也表明红沙壤中、的浓度也明显高于灰壤（图4c，d）。4. 结论补给区与排泄区的土壤呼吸并未表现出显著性的差异。在采样期间，随季节变化其值约在115 之间变化。因此，假定灰壤和红沙壤中的生物活动是相似的。土壤溶液的差异性则极有可能是土壤性质和土壤含水量的差异性造成的，而不是生物活动。除了灰壤E层的含量要高于红沙壤，灰壤和红沙壤的矿物组成是相似的，并且变化范围与瑞典、芬兰地区的花岗岩/片麻岩土壤是一致的，见表1(Ilvesneimi et al., 2000)。Bispgården地区灰壤中可交换阳离子含量与斯堪的纳维亚半岛上由花岗岩片麻岩发育而来的灰壤中的含量比较相似，而

29、红沙壤中的含量则高于斯堪的纳维亚灰壤(Melkerud et al., 2000)。这极有可能是沿坡流向想河流的水流差异引起的，而且红沙壤中碳、的含量较高造成排泄区阳离子结合程度更高。排泄区的高碳含量是由于湿润的环境条件下不常出现氧化环境。通过对比补给区具有相同的植被覆盖、气候以及水文条件，但不同母质条件的样点，Vestin et al. (2006)发现灰壤与总组分、可交换阳离子以及土壤溶液之间有明显的关系。然而，在排泄区，水文路径和碳含量对可交换池中阳离子的含量以及土壤溶液的组成成分有重要影响。土壤溶液的组成随土壤深度而变化。这很有可能是由于生物活动、上部土层淋溶物的再循环(Vestin

30、et al., 2006)、矿物质的风化以及其他元素在矿物层的固定(Johnson et al., 2000; Stutter and Billett, 2003)等因素造成的。在研究区，根据Laudon等人的研究(1999)，大约有60%的年径流量出现在融雪期（数据未表述）。Land and Öhlander (1997)也发现由于稀释作用，在这一时期土壤溶液中大部分元素的浓度都比较低（图5、6、8-12）。尽管最初的浓度较低，土壤溶液的pH最初也较低，尤其是红沙壤中（图5，6a-b）。在早春时节，土壤溶液中含量低以及低pH的原因可能是土壤被冻结以及土壤中缺乏有机质。pH的季节性低

31、值反映出融雪的缓冲能力较低。在生长季节，土壤溶液中的浓度逐渐增加，与此同时，pH开始轻微的降低，由于浓度的升高以及有机酸的增加，生长季节地表植被的吸收也存在一定影响。在最干旱的时期，也就是2003年夏季和2004年夏末，下部土层的pH达到了一个峰值，这是没有上层含更多酸性物质的土壤水分的下渗所造成的。在春汛期，pH较低，而浓度高（图5,6c）。但是在生长季节，河流水pH有所升高。在融雪期，土壤溶液中浓度较高，而在夏季会有所下降（图7a-b），Campbell等人(2004)认为这是植物的吸收造成的。Arheimer等人(1996)也发现在冬天会有所积累，由于没有地表植被的吸收以及有限的水流冲刷

32、。在夏季，灰壤的土壤溶液中浓度较低，但是在较深的红沙壤土层中却并不是如此（4c，7a-b）。营养物质的向上吸收主要发生在较上部的土层中(Bishop and Dambrine, 1995)。因此，高含量和硝化作用而引起的超量主要出现在红沙壤较深层的土壤中（图3c）。Stutter and Billett (2003) 和Land and Öhlander(1997)还发现，对、而言，在生长季节，他们在土壤溶液及河流水中的浓度均会有所增加。浓度的升高极有可能是夏季母质风化加剧以及生物质和垃圾的降解加快引起的。红沙壤土壤溶液中、浓度要较灰壤高。、多以与有机质复合的形态存在，因此红沙壤中、含量高的原因可能是浓度高造成的。灰壤中浓度较高的原因可能是水流在其中的停留时间更长，风化的时间也随之增加。除了有机质层以外，浓度并未与采样点坡度位置呈现相关性，这可能是由于一般都是在生物质中循环的（图4h）(Land and Öhlander, 1997).浓度更高的红沙壤土壤溶液中伴随着更高的碱金属离子浓度，以便维持电荷平衡。在灰壤中土壤溶液中的最高浓度出现在O、E层，而红沙壤中最高浓度则出现在0-5、10-15处。在灰壤中，持续发生的灰化作用使得在B层沉淀，因此造成B1和C层的溶解态的浓度很低。红沙壤中没有显著的灰化作用，因此高浓度的，与灰壤的出现的发生层相比，红沙壤中出现