黑龙江三江平原不同退耕年限湿地土壤持水量变化

赵琬婧 李海兴 焦健 王瑜 原卉 蔡体久 孙晓新*

(1 黑龙江三江国家级自然保护区管理局，黑龙江 抚远 156500；2 东北林业大学林学院，黑龙江 哈尔滨 150040；3 黑龙江三江平原湿地生态系统国家定位观测研究站，黑龙江 抚远 156500)

三江平原是中国最大的淡水沼泽湿地的集中分布区之一，也是我国中纬度冷湿( 季节性冻融) 低平原沼泽湿地的典型分布区。从20 世纪50 年代开始，三江平原进行了大规模的开发，至本世纪初，天然沼泽湿地由352.7 万hm2下降到81 万hm2，三江平原减少的沼泽湿地大部分被转化为农田(Wang et al, 2011; Liu et al, 2018)，为国家粮食供应做出了贡献，但同时也因为大片湿地遭到破坏而对生态环境产生了较大影响。

从上世纪90 年代开始，随着湿地科学的发展以及国家生态环境保护政策的落实，人们逐渐认识到湿地生态系统服务功能的重要性，中国逐渐减少湿地的破坏，开始实施退耕还湿工程。1900—2010 年，中国对846 km2的农田进行了退耕还湿工程，其中，东北地区的湿地恢复工程效果最明显，恢复湿地面积占全国湿地恢复工程总面积的61.1%(Mao et al, 2018)。三江平原地区是东北最重要的湿地分布区之一，近30 年来，该区已建立多个湿地类型的自然保护区，并分期逐步进行了退耕还湿工程。

退耕还湿等生态恢复工程是提高生态系统服务功能的重要手段(Barral et al, 2015)。农田在实施退耕还湿后，退耕地向天然沼泽方向演替，在此过程中，生态系统服务功能会产生较大变化，尤其是水土保持功能会大大提高( 熊远清等, 2011)。三江平原地区的相关研究结果表明，自然沼泽水土保持功能是农田的6 倍(Liu et al, 2017)。土壤持水量是衡量湿地水土保持功能的最重要指标之一( 熊顺贵, 2001)，如果土壤持水量增加，则可以直接反映出湿地水土保持功能的提高( 熊远清等, 2011)。本文以黑龙江三江国家级自然保护区退耕还湿样地为研究对象，通过对不同退耕年限恢复样地以及邻近的大豆田和天然臌囊苔草- 小叶章沼泽进行土壤持水量测定，揭示退耕还湿过程中恢复样地土壤持水量变化，并为湿地恢复过程中水土保持功能变化的评估提供科学依据。

1 研究区概况与研究方法

1.1 研究区概况

黑龙江三江自然保护区位于黑龙江省东北部的抚远和同江市境内，乌苏里江和黑龙江交汇的三角地带，地理坐标为47°26′00″～48°22′50″ N，133°43′20″～134°46′40″ E。 总面积19.81 万hm2，其中核心区面积6.60 万hm2，缓冲区面积2.80万hm2，实验区面积10.41 万hm2。属温带湿润大陆性季风气候区，年平均气温2.5℃，年均降水量558 mm。

本 研 究 选 取 退 耕 还 湿1 a、2 a、6 a、8 a、11 a、15 a 和25 a 的 恢 复 样 地， 并 选 取 未 恢 复的农田和天然沼泽湿地作为对照地。大豆田以大豆(Glycine max) 为优势种， 零散分布些野苋(Amaranthus viridis) 和鸭跖草(Commelina communis) 等杂草；退耕还湿1 ～2 a，恢复地植被以杂草为主，可见湿地植物画眉草(Eragrostis pilosa) 和藨草(Scirpus triqueter)；退耕还湿6 a后，植被以小叶章(Deyeuxia angustifolia) 和臌囊苔草(Carex schmidti) 为主 ；至恢复到15 ～25 a时，植被与天然沼泽湿地基本一致，以小叶章和臌囊苔草占绝对优势( 表1)。

表1 样地植物种类Table 1 Plant species in sampling plots

1.2 研究方法

1.2.1 土样采集在退耕还湿1 a、2 a、6 a、8 a、11 a、15 a 和25 a 的恢复样地以及农田和原始沼泽湿地，用环刀直接取土壤样品进行土壤持水量分析，每个样地取3 个重复，每个重复取0 ～50 cm，每10 cm 分1 个层次，共5 个层次。样品放进保温箱后带回实验室分析。

1.2.2 实验方法按照森林土壤水分- 物理性质的测定(LY/T 1215-1999) 方法进行土壤持水量测定，具体步骤如下：

(1) 将装有湿土的环刀，揭去上、下底盖，仅留一垫有滤纸的带网眼的底盖，放入平底盆( 或盘)中，注入并保持盆中水层的高度至环刀上沿为止，使其吸水达12 h(质地粘重的土壤放置时间可稍长)，此时环刀土壤中所有非毛管孔隙及毛管孔隙都充满了水分，盖上、下底盖，水平取出，立即称量(A)，即可算出最大持水量(g/kg)。

(2) 将上述称量(A) 后的环刀，去掉底盖，放置在铺有干砂的平底盘中2 h，此时环刀中土壤的非毛管水分已全部流出，但环刀中土壤的毛细管仍充满水分，盖上底盖，立即称量(B)，即可计算出毛管持水量(g/kg)。

(3) 再将上述称A(B) 后的环刀，揭去上、下底盖，继续放置在铺有干砂的平底盘中，保持一定时间(3昼夜)，此时环刀中土壤的水分为毛管悬着水，盖上、下底盖，立即称量(C)，即可算出最小持水量(g/kg)。

1.2.3 数据分析与处理使用Excel 记录数据，SPSS 25 进行统计分析，其中每个样地土层深度指标数值均为3 个重复的算术平均值，每个样地指标均值为5 个土层( 每个土层3 个重复，共15 个数据) 的算术平均值，计算标准误差(SE)。 用一元方差分析(one-way ANOVA, Duncan analysis) 对不同退耕年限恢复沼泽之间土壤持水量的差异进行分析；当P ＜0.05 时差异具有显著性。使用Origin 2017作图。

图1 不同样地土壤持水量垂直分布Fig.1 The vertical distribution of soil-water holding capacity in different sample plots

2 结果与讨论

2.1 不同土壤深度土壤持水量变化

随着土壤深度的增加，土壤最大持水量、毛管持水量和田间持水量均逐渐减小。各样地土壤持水量在0 ～10 cm 土层最高，最大持水量、毛管持水量和田间持水量变幅分别为612.93 ～1 591.71 g/kg、480.88 ～1 411.82 g/kg、359.16 ～1 178.01 g/kg； 土 壤 持 水 量在40 ～50 cm 土层最低， 最大持水量、毛管持水量和田间持水量变幅分别为352.94 ～532.19 g/kg、308.76 ～440.42 g/kg、208.08 ～419.38 g/kg。大豆田0 ～20 cm 土层持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 要高于20 ～50 cm 土层，但其差异不显著(P ＞0.05)，而其他样地0 ～20 cm 土层持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 均显著高于20 ～50 cm土层(P ＜0.05)。这是由于沼泽湿地土壤表层含有大量有机物、大量半分解状态和分解状态的草根，又因其容重小，土壤孔隙度大( 陈怀满, 2010)，所以退耕样地与天然湿地在0 ～20 cm 土层土壤持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 均显著高于20 ～50 cm 土层(P ＜0.05)；而大豆田因农业活动导致容重较大且趋于均化，孔隙度较小(王世岩, 2004)，所以大豆田不同土层土壤持水量(最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 差异不显著(P ＞0.05)。

图2 不同样地间土壤持水量Fig.2 Soil-water holding capacity in different sample plots

大豆田0 ～20 cm 土层最大持水量显著低于其余样地(P ＜0.05)， 而样地间最大持水量在20 ～50 cm 土层差异不显著(P ＞0.05)。这是因为退耕开始后，植被逐渐恢复，植物物种多样性和生产力相较于大豆田显著升高(P ＜0.05, Jin et al, 2020)，植被的变化会导致土壤表层有机质含量升高，土壤孔隙度增大( 田应兵, 2005; Dodds et al, 2008; 王国栋, 2012)，从而导致退耕土壤持水量较大豆田显著提高(P ＜0.05)。与本研究结果相似，安庆菜子湖、云南大包山等不同退耕年限湿地土壤持水量自退耕后逐渐增大( 郑真等, 2014; 王涛, 2015; Yang et al, 2019)。本研究不同样地土壤持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 在20 ～50 cm 土层差异不显著(P ＞0.05)，说明土壤底层受退耕恢复的影响较小( 图1)。

2.2 不同退耕年限土壤持水量变化

各 样 地 土 壤 持 水 量(0 ～50 cm 土 层) 随退耕时间增加呈波动变化， 最大持水量变幅 为421.08 ～914.09 g/kg， 毛 管 持 水 量为355.59 ～815.42 g/kg， 田 间 持 水 量 为257.64 ～721.55 g/kg。退耕后，恢复样地的土壤持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量)都高于大豆田，但土壤底层(20 ～50 cm 土层) 持水量受退耕恢复影响较小，导致大部分恢复样地与大豆田的土壤持水量差异不显著(P ＞0.05)，而退耕8 a 样地和退耕11 a 样地田间持水量均显著高于大豆田(P ＜0.05)。恢复样地与天然臌囊苔草- 小叶章沼泽之间土壤持水量差异不显著(P ＞0.05)( 图2)。以前的相关研究表明，湿地土壤持水能力可能需要较长的时间才能恢复到天然湿地的水平，例如菜子湖区退耕湿地土壤持水量的结果表明，退耕湿地需要经过31 a 的恢复，土壤持水量才能恢复到与天然湿地相同的水平( 杨艳芳等, 2013)。这与本研究的结果差异较大，本研究结果显示，农田退耕后，不同恢复年限的恢复湿地土壤持水量与天然湿地没有显著差异( 图2)，可能与本研究恢复样地的土壤有机质含量较高( 李海兴, 2020)，且下层土壤受恢复影响较小有关。大包山和菜子湖湿地退耕后土壤持水量的研究结果表明，湿地下层土壤持水量增加趋势小于上层土壤( 郑真等, 2014; 王涛, 2015)，可见下层土壤持水量变化普遍较缓慢，并可能因此导致土壤剖面持水量整体差异不显著。

3 结论

(1) 不同年限退耕还湿样地以及对照样地表层土壤(0 ～20 cm) 的保水能力显著高于下层土壤(20 ～50 cm)；(2) 退耕还湿后，恢复样地0 ～20 cm土层的土壤持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 显著高于大豆田(P ＜0.05)，说明退耕还湿后，土壤表层水土保持能力显著提升；(3) 样地间土壤持水量( 最大持水量、毛管持水量和田间持水量) 在20 ～50 cm 土层差异不显著(P ＞0.05)，说明土壤底层保水能力受农业垦殖和恢复活动的影响较小，并因此导致不同年限退耕还湿恢复样地与天然沼泽湿地土壤持水量差异不显著。