古爾班通古特沙漠西南緣檉柳沙包的土壤化學計量特征

董正武, 玉米提·哈力克, 李生宇, 雷加強, 趙 英

1 新疆大學資源與環境科學學院, 烏魯木齊 830046 2 中國科學院新疆生態與地理研究所, 烏魯木齊 830011 3 新疆師范大學生命科學學院, 烏魯木齊 830054 4 魯東大學資源與環境工程學院, 煙臺 264025

土壤是植物賴以生存的物質基礎, 能夠提供植物生長的營養與環境等條件[1- 2]。碳(C)、氮(N)、磷(P)是土壤中以相對穩定比例分布的重要養分元素, 其含量的多寡及其平衡關系, 不僅影響著植物的生長發育、群落組成及生產力水平, 而且對維持區域生態系統的穩定具有重要作用[3]。土壤C、N、P在生物地球化學循環過程中具有相互耦合的特征, 這種耦合關系可用化學計量學的基本原理進行表達[4]。土壤生態化學計量學的理論和方法為深入認識植物-土壤相互作用的養分調控機制提供了新的思路[5- 6], 因此, 研究土壤養分及化學計量特征對認識土壤養分循環及平衡機制具有重要的意義[7-8]。在干旱沙漠地區, 植物生命活動不僅受水分短缺的限制, 而且也受到土壤養分貧瘠及脅迫環境的制約[9], 從而使土壤養分及化學計量特征呈現特殊的變化趨勢[10]。此外, 土壤養分在一定程度上決定了土壤的結構及性質, 間接影響著土壤水分、肥力及抗侵蝕能力等[11- 13]。沙漠生態系統中土壤養分極其匱乏, 通常受降水等氣候因素、沙丘地貌、微地形、土壤質地及植被類型等諸多因素影響[10-11]。因此, 研究沙漠生態系統土壤養分化學計量特征及其與環境因素之間的關系是非常必要的, 對評價干旱沙漠地區土壤演變過程及退化程度具有重要的理論價值和現實意義[14- 15]。

檉柳沙包作為干旱沙漠地區獨特的生物地貌景觀, 主要由長期的風成沙與檉柳枯枝落葉交互堆積形成[16], 是沙漠-綠洲過渡帶的重要生態屏障, 在保障綠洲生態安全及遏制沙漠蔓延等方面發揮著重要作用[17]。目前, 關于檉柳沙包的研究主要集中在其形成機理、形態結構、環境指示意義及土壤鹽分等方面[16-17, 18-19]。劉進輝等[12]和尹傳華等[ 14]認為檉柳灌叢沙堆土壤養分具有“肥島效應”, 且土壤養分在表層呈現富集, 這種灌叢沙堆養分的富集直接影響到區域生物地球化學循環過程。然而, 由于土壤養分的積累與氣候、地形地貌、成土過程及生物作用等因素密切相關, 在從檉柳沙堆發育成高大沙包的過程中, 檉柳沙包的土壤養分分布情況尚不明確, 尤其對處于穩定階段檉柳沙包中土壤養分變化的研究鮮見報道。

近年來, 古爾班通古特沙漠地區部分檉柳沙包被開發用于農業生產, 檉柳沙包的開墾增加了耕地, 提高了土地利用效率。然而, 由于該地區降水稀少, 以及農業生產等對水資源的過度利用, 造成地下水位明顯下降、水資源嚴重短缺, 使已開墾的檉柳沙包被荒棄現象時有發生。這種檉柳沙包的不當利用, 導致該地區生態環境呈惡化發展的趨勢。隨著檉柳沙包的破壞及消失, 導致局部土地向荒漠化或沙丘演進, 進而帶來嚴重的生態環境問題[20-21]。基于此, 本文以古爾班通古特沙漠西南緣地區的典型檉柳沙包為研究對象, 通過分析處于穩定階段檉柳沙包中土壤養分變化及化學計量特征, 結合部分環境因子, 揭示檉柳沙包中土壤養分及化學計量的變化特點、以及它們與環境因子之間的關系, 探討檉柳沙包的形成對土壤養分的影響。研究結果對理解干旱沙漠地區檉柳在生物地球化學循環中的作用, 以及環境變化對檉柳沙包土壤演化過程的影響提供初步認識; 也為檉柳沙包的保護及利用提供理論依據, 同時也對該地區生態環境的保護及建設具有參考價值。

1 研究區域和研究方法

1.1 研究區概況

古爾班通古特沙漠(84.52°—90.00°E, 44.18°—46.33°N)地處新疆維吾爾自治區準噶爾盆地中心, 面積約為5.11×104km2, 是中國第二大沙漠。地貌類型主要為各種類型的沙壟、沙丘鏈及蜂窩狀沙丘。該地區年均溫度約為5—8℃, ≥ 10℃的年積溫3000—3500 ℃, 年平均降水量約為114.89 mm, 主要發生于冬季(降雪)和春季(降雨), 冬季積雪厚度約為13 cm, 最厚可達27 cm。春夏兩季為風季, 控制本區域的風系主要為西風氣流和蒙古高壓形成的西北和東北風系, 起沙風速達6 m/s, 以4—6月最強盛, 最大風速達20 m/s; 年均潛在蒸發量超過2000 mm, 為典型溫帶干旱荒漠氣候[22]。植被以短命、類短命植物及旱生草灌木為主, 植物種類豐富、生活型多樣, 主要優勢植物有梭梭、白梭梭、檉柳、麻黃、絹蒿等, 部分可形成大小不等的植叢沙堆。地表有發育良好的土壤結皮, 成為維持地表穩定的重要因素[23-24]。

圖1 古爾班通古特沙漠檉柳沙包采樣圖Fig.1 Sample plots of Tamarix cones in the Gurbantunggut Desert

1.2 研究方法

1.2.1試驗設計

根據檉柳沙包形成過程中的氣候、水文及植被分布狀況等特征, 本研究以古爾班通古特沙漠西南緣由風蝕和水蝕共同作用形成的檉柳沙包為研究對象, 選擇荒漠-綠洲過渡帶的典型檉柳沙包分布區為研究區(圖1), 沙包上的檉柳蓋度為50%—60%左右, 檉柳沙包周圍伴生有梭梭、白梭梭及早春短命草本植物等[24]。該地區地下水埋深約在30 m以上, 地表有生物結皮, 土壤主要為風沙土, 呈中度鹽漬化。本研究共選擇了6個長勢較為一致、大小相近、處于穩定階段發育成熟的典型檉柳沙包(高度為(2.5±0.3) m, 直徑約為10 m)。

1.2.2土壤樣品采集

為避免降水對土樣采集造成的影響, 選擇基本沒有降水發生的夏季進行采樣。于2017年7月進行樣品采集。在檉柳沙包頂部灌叢下, 用土鉆以20 cm為一個取樣層分層進行土樣采集; 根據檉柳沙包高度, 取樣深度設定為0—500 cm, 即每個沙包采集土樣25個, 6個檉柳沙包共采集土樣150個, 裝入自封袋, 帶回實驗室進行測試和分析。

1.2.3指標測定

土樣在室內經自然風干后分成兩部分, 一部分過0.5 mm篩, 用于土壤理化性質分析, 另一部分過2 mm篩, 用于土壤粒徑分析。制備土水質量體積比為1:5的土壤浸提液進行土壤pH和電導率(EC)的測定。土壤pH采用pH計(pHS- 2C, 上海儀電科學儀器股份有限公司, 上海)測定; 土壤電導率(EC)(Ms/cm)采用電導率儀(DDS- 307, 上海儀電科學儀器股份有限公司, 上海)測定; 土壤含水量(SWC)(%)采用烘干稱重法; 土壤有機碳(SOC)含量(g/kg)采用重鉻酸鉀外加熱法測定; 全氮(TN)含量(g/kg)采用凱氏定氮法測定; 全磷(TP)含量(g/kg)采用鉬銻抗比色法測定; 具體分析方法參見《土壤農化分析》[25]。土壤粒徑測定按照試驗規范對土樣進行預處理, 然后通過Malvern Matersizer 2000激光粒徑儀(粒級0.02—2000 μm)測量土壤粒徑的體積百分比, 采用美國制土壤顆粒大小的分級標準: 沙粒(2.0—0.05 mm)、粉粒(0.05—0.002 mm)和粘粒(< 0.002 mm)。

1.2.4取樣土層確定

基于檉柳沙包中土壤養分含量及變異程度隨土壤深度的變化特點, 共劃分為5個層次: 0—100、100—200、200—300、300—400和400—500 cm層。

1.2.5數據分析

利用R 3.5.2軟件進行數據統計分析, 并運用Origin2017進行繪圖。采用單因素方差分析(One-way ANOVA)比較不同深度土壤理化性質、養分及化學計量特征的差異。利用Levene′s test檢驗方差齊性與否, 方差齊性時使用Duncan法進行多重比較, 方差不齊時則使用T2Tamhane′s test進行多重比較。運用Pearson相關性分析土壤化學計量特征間的關系, 并通過線性回歸分析對土壤 C、N、P含量及化學計量比進行擬合。運用Pearson相關性分析和db-RDA(Distance-based redundancy analysis)分析土壤化學計量特征與環境因子的關系。在用R語言進行數據分析時, 主要用到以下軟件包: 1) db-RDA分析-ggvegan; 2) Pearson相關性分析-Hmisc; 3)回歸分析-lm.

2 結果與分析

2.1 土壤基本理化特征的垂直變化

隨著土層深度的增加, 土壤含水量及粉粒含量呈現相似的變化規律(表1)。土壤含水量在300—400 cm層最低(P<0.05), 0—200 cm層土壤含水量明顯低于200—300 cm和400—500 cm(P<0.05)。0—100 cm和100—200 cm層土壤含水量沒有明顯差異(P> 0.05)。粘、粉粒含量呈先升高后降低再升高的變化, 而沙粒含量正好相反。200—300 cm層土壤粘、粉粒含量最高, 沙粒含量最低(P<0.05), 而300—400 cm層土壤粘、粉粒含量最低, 沙粒含量最高(P<0.05)。土壤EC值呈先降低后升高的變化, 0—100 cm層鹽分含量最高(P<0.05), 達2.960 Ms/cm; 300—400 cm層含量最低(P<0.05), 為0.710 Ms/cm; 從0—100 cm至400—500 cm, 土壤EC值降幅達200%以上; 說明檉柳沙包的土壤鹽分垂直分布呈表聚現象。土壤pH呈先升高后降低再升高的變化, 且0—100 cm層土壤pH最低, 呈弱堿性(pH為7.802); 100—200 cm層為堿性(pH為8.416), 而200 cm層以下呈強堿性, 且400—500 cm層土壤pH最高(P<0.05)。

2.2 土壤養分含量及化學計量比的垂直變化

檉柳沙包的土壤養分變化見圖2。隨著土層深度增加, SOC和TN均呈先升高后降低的變化, 其中表層0—100 cm含量最大, 與100 cm以下各土層有顯著差異(P<0.05); TP含量在整個土壤剖面的變化幅度較小, 其中300—400 cm層明顯低于其他各層(P<0.05)。隨著土層深度的增加, 土壤C/N呈先降低后升高再降低的變化, 且300—400 cm層明顯高于其他各層(P<0.05), 土壤C/P和N/P呈先降低后升高的變化, 表層0—100 cm明顯高于其他各層(P<0.05) (表2)。

表1 檉柳沙包土壤基本性質

圖2 檉柳沙包中土壤養分變化特征Fig.2 Variation of soil nutrient contents at Tamarix cones

變異系數CV(Coefficient of variation)反映樣點的離散程度, CV<0.1為弱變異性; 0.1≤CV≤1為中等變異性; CV>1為強變異性[26]。由表2可知, 不同深度土壤C、N、P含量的變異程度存在一定差異, 土壤C、N在0—500 cm層均呈中等變異, 而P在0—400 cm呈弱變異, 400—500 cm為中等變異。

2.3 土壤C、N、P與化學計量特征的關系

土壤養分元素間密切相關并相互耦合[27], 已有研究認為元素計量比與兩個元素間均存在一定關系, 但不同元素間的變化趨勢不盡相同[10,28]。根據Pearson相關性分析, 除C與C/N之間、N與C/N之間、C/P與C/N之間、N/P與C/N之間相關性不顯著外, 其余土壤化學計量指標之間均呈顯著和極顯著相關關系(P<0.05,P<0.01) (圖3)。線性方程擬合表明, 土壤C、N、P之間均具有顯著的線性關系(P<0.05), 其中C與N的相關性最強(圖3, 圖4)。C/N與C、N之間沒有明顯的關系, C/P與C、P之間、N/P與N、P之間呈顯著的線性關系(p<0.05) (圖4)。

表2 檉柳沙包土壤養分變異程度及化學計量特征

土壤化學計量比與各元素的相關性大小不同, 相關性較小的元素對化學計量比的影響小于相關性大的元素[28]。根據相關性分析及線性擬合, C/N和N/P主要受控于N含量, C/P主要受控于C含量 (圖3, 圖4); 此外, 除C/N與C、N外, 化學計量比與分子的決定系數(R2)明顯大于其與分母的決定系數, 表明土壤化學計量比主要受控于土壤C和N, 其中N的影響作用更明顯 (圖4)。

圖3 檉柳沙包土壤 C、N、P含量及化學計量比之間的Pearson相關系數Fig.3 Correlation coefficients between soil C, N and P content and their stoichiometric ratios at Tamarix cones*P<0.05, **P<0.01, ***P<0.001

圖4 檉柳沙包土壤C、N、P含量及化學計量之間的線性關系Fig.4 Linear relationships between soil C, N, P contents and their corresponding stoichiometric ratios

就不同深度而言, 從0—100 cm到400—500 cm層, 土壤C與C/P之間、N與N/P之間均呈極顯著正相關, 表明土壤化學計量比主要受C和N控制。0—100 cm層N、N/P與C/P之間呈極顯著正相關, 100—200 cm層C、C/P與N/P之間呈極顯著正相關, 而P與C/P、N/P之間在0—200 cm層無顯著相關性, 表明0—200 cm層P對土壤土化學計量特征的影響不明顯。400—500 cm層N與P之間及N、P與N/P之間呈極顯著正相關, C/N與N/P之間為顯著負相關, 表明土壤化學計量特征在400—500 cm層不僅受C、N的制約, 也受P的影響(表3)。

表3 不同深度土壤養分及化學計量比間的Pearson相關關系

2.4 土壤養分化學計量特征與環境因子的關系

基于db-RDA分析的土壤化學計量特征與環境因子關系見表4和圖5。第一軸和第二軸解釋了土壤化學計量與環境因子之間關系的大部分信息。在0—200 cm層, 第一軸和第二軸分別解釋了土壤化學計量89.198%和1.235%的變量, 解釋了土壤化學計量與環境因子之間關系98.493%和1.383%的變量。在200—500 cm 層, 第一軸和第二軸分別解釋了土壤化學計量95.268%和1.023%的變量, 解釋了土壤化學計量與環境因子之間關系的98.086%和1.053%的變量(表4)。

根據db-RDA分析, 各因子箭頭所指的方向大致相同, 表明具有極顯著正相關[3]。在0—200 cm層, 年平均降水量、溫度、蒸發量、pH、土壤含水量及EC對土壤養分及化學計量的影響依次減弱; 其中位于第一軸右側的年均降水量、年均溫度、年均蒸發量及pH與土壤P、C/N呈正相關關系, 說明溫度、降水及蒸發是影響土壤養分化學計量特征的主要因素。而在200—500 cm層, 土壤含水量、pH、年均溫度及EC對土壤養分及化學計量具有顯著的影響, 且所有環境因子均位于第一軸的左側, 與土壤C、N、P、C/P及N/P呈正相關關系(圖5), 說明土壤含水量、pH及鹽分是影響土壤養分化學計量特征的主要因素。

表4 基于db-RDA分析的土壤化學計量的特征值和累積貢獻比率

圖5 基于db-RDA分析的土壤化學計量與環境因子之間的關系Fig.5 Distance based redundancy analysis (db-RDA) biplot of soil stoichiometry and environmental factors MAT:年平均溫度mean annual temperature, MAP: 年平均降水 mean annual precipitation, MAEP: 年平均蒸發量mean annual evaporation, C: 有機碳organic carbon, N:總氮 total nitrogen, P: 總磷total phosphorus, SWC: 土壤水分含量 soil water content and electrical conductivity, EC: 電導率 respectively

根據 Pearson相關性分析, 在0—200 cm層, 除P與所選環境因子之間相關性不顯著外, 土壤C、N、C/P及N/P與年平均溫度、年平均蒸發量、pH及粘粉粒呈顯著和極顯著負相關, 而與沙粒呈顯著和極顯著正相關; 電導率與C、N、C/N及C/P呈顯著正相關(表5), 說明表層土壤C、N易受溫度、蒸發等氣候因素的影響, 而P受環境因素的影響不明顯。在200—500 cm層, 土壤C、N、C/P及N/P與土壤含水量、粘粉粒呈顯著和極顯著正相關, 與沙粒呈極顯著負相關; C/N與土壤含水量、粘粉粒呈極顯著負相關, 與沙粒呈極顯著正相關(表5); 說明深層土壤C、N、P化學計量特征主要受土壤含水量的影響。此外, 粘、粉、沙粒在整個剖面對土壤C、N、P化學計量特征均有一定程度的影響。

3 討論

3.1 檉柳沙包中土壤養分及化學計量特征

土壤養分含量反映了土壤肥力、有機質組成及質量程度, 是表征土壤 C、N、P 元素循環的有效指標[8- 9]。沙漠地區由于降水稀少及相對低的分解速率, 使得土壤儲存有機質的能力較低, 導致養分可利用性相對較低[10]。本研究中, 土壤C含量低于中國平均值(24 g/kg)及中國溫帶沙漠平均值(9 g/kg)[29](表2), 土壤N含量低于中國平均值(1.5 g/kg)及中國溫帶沙漠平均值(1.0 g/kg)[29](表2), 表明研究區檉柳沙包中土壤 C、N元素極為貧瘠, 是影響區域植物生長發育的主要因素。土壤C、N主要源于土壤有機質及凋落物的分解[29-31], 由于受水分及風沙侵蝕的影響, 檉柳沙包中枯落物相對較少, 致使輸送到土壤中的有機質含量較低。類似較低土壤C、N含量及存在C、N源限制的還有準噶爾荒漠[10]、塔里木河上游荒漠[30]及河西走廊沙漠[32]等地區。土壤P是一種沉積性元素, 主要源于巖石分化, 受成土母質及氣候等因素的影響較大[3], 本研究P含量為0.57 g/kg, 低于地殼平均值(2.8 g/kg)及全國平均(0.65 g/kg)水平[28](表2)。與荒漠地區相比, 本研究P含量與塔里木河上游荒漠[30]及河西走廊沙漠[32]相近, 這主要與荒漠區干旱少雨等氣候條件密切相關, 導致巖石分化緩慢, 從而使土壤P含量相對較低。綜合分析表明, 干旱荒漠區土壤C、N、P含量均較為缺乏, 并以降水稀少的古爾班通古特沙漠檉柳沙包中更甚, 且N和C較P而言更為缺乏。

表5 土壤養分及化學計量與環境因子之間的Pearson相關關系

本研究中, 0—300 cm層土壤養分含量隨土層深度的增加呈降低趨勢, 尤其是C、N含量具有較大的變異, 而P含量波動相對較小(表1), 這與前人的研究結果較為一致[12,14,27], 即表層土壤C、N含量高于深層, 這主要是由于土壤C、N受氣候環境、枯落物分解、植物利用等影響而存在較大的空間異質性。土壤P含量主要由母質經風化形成, 且風化程度在土層中差異不明顯[31], 因此, P在檉柳沙包0—500 cm層土壤分布相對穩定(圖2)。已有研究表明檉柳灌叢沙堆在表層土壤存在“肥島效應”, 即檉柳灌叢下土壤C、N含量明顯高于丘間地及裸沙地[12, 14,31-33]。本研究結果與文獻[10, 12, 14, 33]進行對比發現檉柳沙包表層0—100 cm土壤C、N含量明顯高于丘間地及裸沙地, 證實檉柳沙包也存在“肥島效應”(表6)。這與檉柳沙包的形成過程密切相關, 由于檉柳呈灌叢狀分布, 能夠將枯枝落葉及沙物質阻擋于灌叢下, 從而使灌叢下土壤含有相對較高的枯落物等物質[16- 17], 枯落物的分解有利于提高灌叢下土壤肥力, 從而使灌叢下土壤具有相對較高的養分。本研究中檉柳沙包表層土壤C、N、P含量明顯高于檉柳灌叢沙堆土壤養分含量[10,12, 33](表6), 表明檉柳沙包富集養分的能力強于檉柳灌叢沙堆。在300—400 cm層土壤C、N、P含量呈最低值, 且土壤水分及鹽分含量最低(表1), 這與該層土壤沙粒含量(47%)較高而粘粉粒含量較低有關, 較高的沙粒含量易使土壤水分攜帶著營養物質一起流失, 從而導致該層養分及鹽分含量均較低。在400—500cm層, 隨著粘、粉粒的增加, 土壤水分及養分含量逐漸升高, 并形成一定的富集(表1和2)。這也解釋了為什么在整個剖面土壤養分含量會隨深度的增加呈先降低后升高的變化。

表6 檉柳沙包與不同采樣點檉柳灌叢沙堆土壤養分含量對比

土壤化學計量比是表征土壤有機質組成及質量程度的重要指標[10]。由于受氣候、地形地貌、植被、年代等土壤形成因子及人類活動的影響, 土壤 C、N、P比值在空間上有較大的差異[8- 9]。本研究中, 檉柳沙包表層0—100 cm土壤C/N (11.32—12.62)高于中國陸地平均值(10—12)[29]、古爾班通古特沙漠荒漠灌木群落(8.12)[31]、河西走廊荒漠生態系統(8.2)[32]及塔克拉瑪干沙漠北緣沖積平原中下部檉柳灌叢下(9.2—11.1)[12], 反映出檉柳沙包中土壤N比C更為缺乏。土壤C/N與有機質的分解速率呈反比[10], 因此較高的C/N表明檉柳沙包中土壤C源及有機質分解速率較低。Cleveland和Liptzin[9]研究表明土壤C/N在生態系統中具有相對一致性, 張珂等[3]發現沙漠生態系統中土壤C/N隨著土層深度的增加沒有明顯差異。這與本研究結果并不一致, 在檉柳沙包中, 隨著土層深度的增加, C/N呈先降低再升高后降低的變化(表2); 這可能與檉柳沙包形成過程中的環境因素及生物作用有關。由于氣候環境的變化(如降水, 溫度和風速等)、沉積物的厚度(枯枝落葉和沙物質)及營養物質的釋放速度在檉柳沙包形成的各個階段存在差異[15- 16], 從而使養分在不同土層分布不均勻; 此外, 檉柳根系對養分的吸收及地下生物量的分布[33], 也影響著C/N隨土層深度的變化。

土壤C/P的高低對植物的生長發育具有重要的作用, 其不僅能夠反映土壤P的礦化能力, 也是衡量土壤中微生物礦化有機質釋放P的有效指標[34]。已有研究表明低C/P有利于微生物對土壤中有機質分解的養分釋放, 有利于土壤中有效P的增加; 反之, 高C/P會導致微生物在分解有機質過程中受到P限制, 從而與植物存在對土壤P的競爭, 不利于植物的生長[34]。大多數陸地生態系統中土壤C/P介于10.06—503.5之間[35], 本研究中檉柳沙包土壤C/P僅為6.2—15.6, 低于中國陸地平均值(52.7)、全球陸地平均水平(72.0)及大部分已有研究[3, 10,29], 表明研究區土壤P表現為凈礦化, 微生物分解有機質過程中不受P的限制; 因此, 土壤P表現出較高的有效性。較低的土壤C/P表明相比于P而言土壤C更為缺乏, 這也印證了C/P的分析結果。檉柳沙包的土壤N/P為0.45—1.32, 低于全球陸地平均值(5.9)及中國平均值(3.9), 接近于中國溫帶荒漠平均值(1.2)[29]。一般認為溫帶荒漠地區土壤N是主要的限制性因子, 如荒漠灌叢沙堆土壤N/P為0.43, 表現為顯著N缺乏[10]。因此, 結合較低的N含量及N/P, 本研究中N缺乏程度遠遠高于P。綜合分析表明, 檉柳沙包中土壤C、N、P元素的缺乏程度為N>C>P。

3.2 檉柳沙包中土壤養分及化學計量特征的影響因素

土壤養分及化學計量與氣候、地形地貌、土壤質地及植被組成等有較強的相關關系[31-32]。干旱荒漠區土壤N、P含量與MAT呈負相關, MAP與N、N/P呈正相關, 與P呈負相關[35]。陶冶等[10]發現沙漠生態系統MAP的增加有利于土壤C、N含量的升高, 并認為經緯度、海拔、MAP和EC對沙漠灌木群落土壤化學計量特征有較大的影響。在古爾班通古特沙漠地區, 近些年隨著全球氣候的變化, 導致降水量有相對增加的趨勢[10,36], 降水的增加有利于表層土壤枯落物的分解[10], 從而有利于灌叢下表層土壤養分的積累, 這部分印證了檉柳沙包中表層(0—200 cm)土壤養分高于深層, 也反映出檉柳沙包表層土壤養分易受氣候環境的影響(表4, 圖5)。檉柳沙包深層(200—500 cm)土壤養分及化學計量主要受土壤水分及質地等的影響(表4, 圖5), 這與丁小慧等[37]的研究結果較為一致。由于深層土壤受降水等氣候因素的影響較小, 且深層土壤中缺乏氧氣, 不利于微生物對土壤中有機質的分解, 導致深層土壤養分含量相對較低。此外, 檉柳沙包中枯落物對土壤養分的影響不容忽視, 由于檉柳沙包的形成受沙物質及枯落物等的影響, 枯落物含量在檉柳沙包土壤養分循環中起著極其重要的作用, 關于檉柳沙包中枯落物含量及分解對土壤養分的影響有待進一步研究。

3.3 檉柳沙包中土壤養分變化的生態環境意義

檉柳沙包作為沙漠與綠洲之間重要的生態屏障, 其演化發展方向對區域生態環境具有重要的影響。土壤養分是沙包上檉柳生長發育的營養基礎, 且檉柳沙包的形成也影響著土壤養分的變化。就檉柳沙包的形成機理來看, 檉柳沙包是由檉柳枯落物和風沙在風力、檉柳灌叢等因素長期作用下交替堆積而成[16- 17]。在檉柳灌叢發育初期, 由于其形態較小, 對風沙及枯落物的攔截能力較弱, 導致土壤中養分含量較低。隨著檉柳灌叢的生長, 對風沙及枯落物的攔截能力逐漸增強, 且檉柳的枯枝落葉逐漸增加, 有利于更多沉積物堆積于檉柳灌叢下, 在氣候因子(降水、溫度等)及生物因子的共同作用下, 土壤養分逐漸積累。就本研究中相對穩定的檉柳沙包來說, 在當前古爾班通古特沙漠地區降水相對增加的情況下, 有利于檉柳沙包中土壤養分的持續積累, 也有利于區域生態環境的穩定。

從檉柳沙包的現實意義來看, 檉柳沙包中土壤雖具有“肥島效應”, 但其C、N、P仍然極為缺乏, 不宜對其進行破壞及利用。如果對檉柳沙包進行開墾, 不僅造成土壤養分的流失, 也會導致土地退化。由于失去了檉柳灌叢的庇護, 破壞的檉柳沙包將成為新的沙源, 使風沙活動加劇, 從而導致區域生態環境的退化。

4 結論

(1)隨著土壤深度的增加, 古爾班通古特沙漠檉柳沙包土壤pH總體呈升高趨勢, 從表層到深層土壤pH呈弱堿性、堿性到強堿性; 土壤電導率總體呈先降低后升高的變化, 呈表聚現象; 土壤有機碳及總氮均呈先降低后升高的變化, 且C、N在表層含量最高, 呈表層富集。總磷含量在整個土層變化幅度較小, 土壤C/N值呈先降低后升高再降低的變化, C/P和N/P值呈先降低后升高的變化。

(2)根據Pearson相關性分析和回歸分析, 檉柳沙包土壤C、N、P之間具有顯著的線性關系, 且化學計量比主要受C和N的制約。與全球及中國平均值相比, 古爾班通古特沙漠檉柳沙包土壤C、N、P含量、C/P及N/P均相對較低, C/N相對較高, 土壤養分元素缺乏程度表現為N>C>P。

(3)檉柳沙包表層0—200 cm土壤養分易受降水、溫度及蒸發等氣候因素的影響, 主要受C和N的制約; 深層200—500 cm土壤養分易受土壤含水量的影響, 受C、N、P的共同限制。

(4)檉柳沙包的土壤雖具有“肥島效應”, 但其C、N、P仍極其缺乏, 不宜對其進行開發利用; 其具有較好的生態價值, 應加強保護。