紅壤坡耕地地表徑流和壤中流中可溶性有機碳的遷移特征

余小芳, 肖勝生, 徐銘澤, 張 杰, 房煥英

(1.江西師范大學 地理與環境學院, 南昌 330022; 2.江西省水土保持科學研究院, 南昌 330029; 3.江西省土壤侵蝕與防治重點實驗室, 南昌 330029; 4.江西農業大學 園林與藝術學院, 南昌 330045)

土壤有機碳庫的相對穩定在維持碳素平衡和應對全球氣候變化方面發揮著重要作用，同時有機碳也是土壤質量和耕地生產力的關鍵指標，因此土壤侵蝕與土壤有機碳的相互關系在全球范圍內受到持續關注[1-3]。降雨—產流—產沙過程中有機碳的遷移主要通過地表徑流、壤中流和泥沙3種途徑。其中，地表徑流和泥沙驅動下有機碳的遷移研究已趨于成熟，得到了相對明確的結論[3-5]，而壤中流驅動下碳素的遷移研究尚處于探索階段。隨壤中流遷移的碳素主要是可溶性有機碳(dissolved organic carbon,DOC)。DOC測量的可溶性有機質(DOM)是土壤有機質的動態流動和高活性組分，DOC的流失以土壤和水為介質，遷移過程中會造成土壤有機碳庫的損失，此外DOC可以吸附重金屬和農藥[6-7]，加劇水環境的污染，影響水體質量。

國際上對耕地等主要生態系統DOC遷移研究較早，如Kindler[8]和Walmsley[9]等得到耕地中DOC遷移年通量值分別達到(4 800±1 300)，(3 000±1 300) mg/m2，并且指出農業生態系統中可溶性碳的淋溶(包括可溶性有機碳DOC和可溶性無機碳DIC)占據25%的比例，需要引起更多重視[8]。國內以耕地為研究對象關于土壤侵蝕過程中DOC的遷移研究主要集中于紫色土，在區域上存在明顯的不平衡，如Hua等[10]通過四川紫色土坡耕地徑流小區連續3年(2010—2012年)的監測表明，地表徑流和壤中流DOC濃度沒有顯著差異，但由于壤中流發育活躍(壤中流年均累積量達到289 mm，是地表徑流的4.9倍)，地表徑流和壤中流攜帶的DOC年通量負荷分別為163.6，865.5 mg/m2，壤中流是紫色土坡耕地DOC遷移損失的主要方式。Hua等[11]進一步結合泥沙遷移損失研究，得到紫色土坡耕地通過地表徑流損失的有機碳只有5%，而通過壤中流和泥沙損失的有機碳則分別達到24%，71%。部分研究還指出了紫色土坡耕地上作物不同成長期內DOC的損失狀況[12]。

南方紅壤丘陵區作為我國水土流失較為嚴重的地區，目前DOC流失關注較少，相關研究相對薄弱[13-14]。南方紅壤丘陵區水土流失的特點是強度大、范圍廣[15-16]，坡耕地是主要的水土流失策源地[17]。同時由于豐沛的降雨和特殊的土體構型，紅壤坡地壤中流發育也相對活躍，如謝頌華等[18]利用大型土壤滲漏裝置，連續3年監測自然降雨條件下地表徑流與壤中流的徑流遷移，表明紅壤坡地滲透作用強，徑流以壤中流為主，但本研究沒有涉及到有機碳的遷移。零星研究表明南方紅壤區可溶性有機碳主要集中在20—30 cm土層，可溶性有機碳的流失與降雨強度有顯著相關性[13]，且暴雨情況下，可溶性有機碳的流失更應該引起注意，但主要還是針對地表徑流驅動下的相關遷移研究?？傮w上，南方紅壤區坡耕地土體中DOC分布數據還比較缺乏，鮮有研究進行地表徑流和不同層次壤中流中DOC的協同觀測，從而缺乏對壤中流驅動下DOC下滲淋溶的損失占有機碳侵蝕損失的比例以及外界條件的影響效應和影響機制等科學問題的認識。

鑒于此，本研究以江西省典型第四季紅黏土發育的紅壤坡耕地為研究對象，采用人工模擬降雨試驗，結合野外原位徑流小區，開展地表徑流和不同土壤層次壤中流驅動下DOC遷移的同步觀測，明確次降雨條件下坡面產流產沙及DOC隨地表徑流和不同層次壤中流的遷移特征，特別是DOC在地表徑流和不同層次壤中流中的分配比例問題，量化壤中流和地表徑流對碳素運移損失的貢獻，加深紅壤區土壤侵蝕與碳循環相互關系的科學認識。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

研究區位于江西水土保持生態科技園?？萍紙@地處江西省北部的德安縣燕溝小流域(東經115°42′38″—115°43′06″，北緯29°16′37″—29°17′40″)，屬亞熱帶濕潤季風氣候，年均溫16.7℃，多年平均降水量1 400 mm，平均海拔30～90 m。土壤主要為第四紀紅黏土發育的紅壤，土壤厚度范圍為0.5～1.5 m?？萍紙@位于我國紅壤的中心區域，屬全國土壤侵蝕二級類型區劃中的南方紅壤區，在江西省和南方紅壤丘陵區具有典型代表性。

1.2 試驗方案

1.2.1 徑流小區設計 在科技園中選擇野外原位坡耕地徑流小區作為研究對象。徑流小區修建于2017年，土壤狀況為原狀土，規格為5 m(順坡方向)×2 m，坡度設置為5°(贛中贛北大部分坡耕地坡度范圍為5°～8°)。小區處理措施為順坡耕作，作物種植方式為油菜—花生輪作，即5月上旬種植花生，8月下旬收花生后種植油菜，于次年4月底收割油菜。為方便收集整個土體的徑流，設置了3個不同土體深度的徑流收集池，即地表徑流、30 cm壤中流和60 cm壤中流收集池，30，60 cm處均設有L型集流槽，并由PVC塑料管引流至收集池。

在種植花生前進行了一次翻耕，深度為20 cm，同時用土鉆采集不同深度土壤樣品，其理化性質見表1。于2018年5月開始種植花生，花生種植方式為穴施，即一穴兩顆花生種子，種植行間距均為20 cm。為降低施肥對土壤有機碳的影響，僅在花生種植前施加一次底肥(磷肥0.075 kg/m2，復合肥0.037 5 kg/m2)，花生生長期間做不施肥、不打農藥。

1.2.2 野外人工模擬降雨設計與樣品采集 人工模擬降雨試驗在花生成熟期(8月)進行，此時花生葉面覆蓋度為85%。前期有研究表明，小雨強情況下紅壤坡耕地模擬降雨試驗中不易產生壤中流[13]。本研究中為更好說明侵蝕過程中DOC的變化過程，故采用固定雨強，強度為120 mm/h，降雨時間為60 min，選擇晴朗無風天氣開始試驗，共進行3次。人工模擬降雨裝置如圖1所示，噴頭采用美國SPRACO噴頭，噴頭距地面4.75 m，供水壓力為0.08 MPa，有效范圍為半徑2 m的圓，小區上、下坡位各設置一個模擬降雨裝置，并用麻繩系緊支撐裝置于3處不同方向的地樁，使之呈三角固定，通過前期降雨測試，降雨均勻度可達90%以上，滿足降雨試驗需要。

模擬降雨前用鋁盒各采集上、中、下坡位表層土壤樣品，通過烘干法測得坡面土壤前期含水量平均為16.91%。開始降雨后，在坡底徑流出口用已事先標記好體積刻度的大紅桶(17 000 ml)收集地表徑流，用小紅桶(5 000 ml)收集30，60 cm處的壤中流，每3 min更換一次。若地表徑流量較小則改用量杯進行補充讀數。壤中流體積則直接用量筒進行讀數。地表徑流讀數后充分攪拌水樣，立即用250 ml的量杯取渾水樣放入鋁盒中，用于測泥沙含量；取完渾水樣后用100 ml的聚氯乙烯瓶取清水樣，用于測定地表徑流中DOC含量。壤中流讀數后直接用100 ml聚氯乙烯瓶取水樣，用于測定壤中流中DOC含量。降雨停止后，考慮產流的滯后效應，地表徑流與壤中流繼續接樣，地表徑流低于10 ml時不再接樣，壤中流接樣至產流結束。

圖1 野外人工模擬降雨裝置

試驗結束后將收集的徑流過程DOC樣品帶回實驗室，用0.45 um孔徑濾膜進行過濾，后采用TOC-L CPH分析儀測定徑流中DOC含量；鋁盒中泥沙樣靜置24 h后倒掉上層清液，放入105°烘箱中待完全烘干后稱其泥沙質量計算泥沙量。

1.3 數據處理與分析

單次降雨產流事件DOC隨地表徑流、壤中流遷移通量Qi的計算式為：

Qi=Ci×qi

(1)

式中：Qi為次降雨過程中壤中流DOC遷移通量(mg/m2)；Ci為壤中流中DOC質量濃度(mg/L)；qi為次降雨壤中流徑流量，以徑流深代替(mm)。利用Excel 2010版對數據進行分析處理，并利用Origin 8.5制圖。

2 結果與分析

2.1 坡面產流產沙特征

2.1.1 地表產流產沙過程 在模擬降雨過程中，地表徑流量表現為先增大后趨于穩定；降雨開始后，泥沙流失強度逐步增加，在22 min時達到峰值，之后則逐步降低(圖2)。由此說明降雨初期，徑流入滲較快，并攜帶少量的泥沙，隨著降雨時間的增加，入滲率減少，徑流在地表匯集、流失，并且攜帶了更多的泥沙。模擬降雨停止后，地表徑流存在13 min左右的滯后期，這可能是由于降雨時期的選擇在花生的成熟期，花生枝葉比較茂盛，大雨強下對徑流有一定的阻攔作用。該階段前5 min內地表徑流量與泥沙量緩慢下降，后8 min表現為快速消退，10 min后地表徑流量低于100 ml，故未收集泥沙樣，13 min后坡面地表徑流停止產生。

圖2 地表徑流產流過程與產沙過程線

2.1.2 壤中流產流過程 監測結果顯示，在歷時60 min的模擬降雨過程中，30 cm層次壤中流與60 cm層次壤中流產流量的變化趨勢基本一致，均表現為先增大后減小的單峰曲線模式(圖3)。初始產流時間方面，30 cm層次壤中流在降雨開始后40 min開始產流，滯后于60 cm層次壤中流(22 min)。兩個層次壤中流量到達峰值的時間基本一致，均在65 min左右。模擬降雨停止后兩個層次壤中流消退過程存在差異，即30 cm層次壤中流表現為快速消退，而60 cm層次壤中流消退較為緩慢，總歷時長達139 min。壤中流量方面，60 cm層次壤中流量峰值(2 495 ml)遠大于30 cm層次壤中流(400 ml)，可知該條件下紅壤坡面壤中流對降雨的響應以深層次壤中流產流為主，表現出徑流垂直輸出的特點。

圖3 不用層次壤中流產流過程

2.1.3 坡面徑流組分 模擬降雨過程中，地表徑流和兩個層次壤中流的變化有所差異，具體見表2。初始產流時間表現為地表徑流[(1±0.4) min]>60 cm壤中流[(19±2.5) min]>30 cm壤中流[(40±2.8) min)]。坡面徑流主要以地表徑流為主[(857 500±142.9) ml)]，占徑流總量的95.86%，其次為60 cm壤中流[(32 565±121.4) ml)]，占徑流總量的3.71%，30 cm壤中流流量最少[(3 670±50.2) ml)]，僅占徑流總量的0.43%。相對于小雨強條件下有利于紅壤坡面水分入滲，模擬降雨雨強較大的情況下，雨滴對土壤表面的團聚體打擊力度較大，影響土壤的入滲效率，影響壤中流的出流。

表2 模擬降雨過程中坡面徑流過程

2.2 坡面可溶性有機碳遷移特征

2.2.1 DOC遷移在不同徑流組分中的分配 模擬降雨過程中DOC隨徑流的遷移過程見表3。該降雨強度下紅壤坡地徑流中DOC遷移主要是以地表徑流為主(98.16%)，其次是60 cm壤中流所驅動(1.539%)，30 cm壤中流所攜帶的DOC最少，只占0.301%。盡管3個組分所攜帶的DOC濃度沒有顯著差異，都處于同一個數量級上，但由于地表徑流總量遠遠大于兩個層次的壤中流產流量(地表徑流量是壤中流量的23倍)，因此總體上的遷移通量還是以地表徑流為主。

不同層次壤中流驅動下DOC的流失過程也不一致?？傮w上，30 cm壤中流中DOC濃度[(104.17±8.5) mg/L]與60 cm壤中流中DOC濃度[(151.51±27.6) mg/L]差別不大，但由于60 cm壤中流出流量明顯高于30 cm層次壤中流，導致二者的遷移通量不一致。壤中流是土壤溶質垂向遷移的主要驅動力，土壤內的水分運動就是DOC下滲淋溶的關鍵因素，因此以后需要更多關注深層次壤中流驅動下DOC等土壤溶質的遷移損失。

表3 DOC在不同徑流組分中的分配

2.2.2 地表徑流驅動下DOC的遷移過程 地表徑流中DOC遷移通量波動范圍為(5.62±1.71)～(156.64±10.04) mg/m2，平均值為(41.51±3.52) mg/m2。模擬降雨過程中地表徑流量與DOC遷移通量的關系如圖4所示，DOC遷移通量在降雨前期呈現小幅度的上升趨勢，但是在34 min時突然出現了一個峰值(139.02 mg/m2)，后DOC遷移通量回到了突變前的數值并繼續呈現上升趨勢，在52 min時達到了第2個峰值(156.64 mg/m2)，后隨降雨歷時的增加，DOC遷移通量逐漸降低?？傮w上地表徑流量與DOC遷移通量并無明顯的相關關系，說明地表徑流所攜帶的DOC濃度沒有明顯規律。

圖4 地表徑流中DOC遷移通量隨降雨歷時的變化

2.2.3 壤中流驅動下DOC的遷移過程 模擬降雨過程中不同層次壤中流DOC遷移通量隨降雨歷時的變化均呈現雙峰型(圖5)，30 cm壤中流的DOC遷移通量在43 min開始產流，并在3 min后有第一個數值，30 cm壤中流量隨降雨歷時的變化表現為先遞增達到峰值后遞減的趨勢，但是30 cm壤中流的DOC遷移通量隨降雨歷時的變化卻分別在62，67 min出現兩個峰值，到達峰值的時間也不一致，可見30 cm壤中流的DOC遷移通量與30 cm壤中流量之間是否存在相關，還有待商榷。

60 cm壤中流量隨降雨歷時表現為先增加后減小，60 cm壤中流DOC的遷移通量隨降雨歷時的變化表現出波動性起伏，分別在43，67，76 min出現3個較高的值。且67 min時60 cm壤中流中DOC遷移通量出現第2個峰值，同時60 cm壤中流量也達到最大。如此分析，在67 min前60 cm壤中流中DOC遷移通量除在43 min出現了一個較大的值[(1.676±0.04) mg/m2]外，DOC的遷移通量整體都表現隨降雨歷時而增加即隨著60 cm壤中流量的增多，遷移通量也增多。67 min后約10 min內DOC遷移通量達到第3個峰值[(1.52±0.07) mg/m2]，降雨結束后60 cm壤中流所有出流量的的遷移總量累積達到11.531 1 mg/m2，60 cm層次DOC遷移通量全部的變化范圍為(0.06±0.03)～(1.68±0.04) mg/m2，平均值為0.45 mg/m2。

圖5 不同層次壤中流DOC遷移通量隨降雨歷時的變化

3 討 論

3.1 不同組分徑流分配格局

本研究表明坡面徑流主要以地表徑流為主，占比達到95.86%，60 cm壤中流和30 cm壤中流分別只占3.71%,0.43%。之前的研究表明，紅壤坡地壤中流發育活躍，如Liu等[19]通過393場自然降雨的監測數據得到紅壤裸露坡地地表徑流只有總徑流量的18.12%，生草全園覆蓋后地表徑流則只有1.19%。這種差異很有可能主要是由降雨特性造成的。有研究表明，坡地水分下滲過程與雨強存在密切關系，特別是小雨強會促進下滲[4]，本試驗中較高的雨強(120 mm/h)會使得水分下滲減少，增加地表徑流。因此在后續的研究中需要增加不同雨強梯度的研究，以加深壤中流產生以及不同徑流組分格局對雨強的響應關系認識。

本研究發現60 cm壤中流初始產流時間較30 cm壤中流早。已有研究表明南方紅壤區地表徑流蓄滿產流為主[20]，當降雨滿足了蒸發、植被截留、填洼和土壤缺水量后方產生徑流，且之后的降雨全部都形成徑流；下滲的水分將成為自由重力水，且滿足上層下滲的水量大于下層下滲的水量才會產生壤中流。本試驗在第四紀紅黏土發育的紅壤坡地原位進行，土層內部結構不透明，且修建小區時發現有較多的螞蟻窩分布在不同的土層里，因此極有可能是30 cm處存在空洞，導致下滲率較大，土壤含水量升高較慢，直至下層土壤都達到飽和含水量后，30 cm處土壤含水量才慢慢積累直至出流。另外，土層越深，容重越大，土壤越緊實，徑流優先將表層顆粒土壤帶走，隨著降雨歷時的增加，表層土壤被沖刷后，徑流只能浸提深層土壤溶質[19]，所以泥沙量變化會呈現單峰曲線的模式。

3.2 DOC隨不同徑流組分的遷移格局

雖然地表徑流水相(主要是溶解態)和侵蝕泥沙相(主要是顆粒態)是碳素等養分遷移的重要途徑與形態，但壤中流驅動下有機碳的垂向遷移也是土壤碳素損失的重要途徑。本研究中，30 cm與60 cm層次中DOC質量濃度總和比地表徑流多25.11 mg/L，相比之下壤中流中DOC的質量濃度比地表徑流稍大。這與Hua等[10]在紫色土坡耕地上的研究結論一致。但由于紫色土中壤中流發育更為活躍，導致紫色土坡耕地中通過地表徑流和壤中流遷移損失的DOC分別占到5%，24%(其余71%為泥沙遷移)[11]。Kindler等[8]也指出耕地中壤中流驅動下DOC遷移年通量值達到4 800 mg/m2，占有機碳侵蝕損失的25%。鄱陽湖及其支流周邊的主要土壤性質為紅壤，紅壤中DOC吸附的各種重金屬、農藥等污染物進入鄱陽湖五大支流，可能加重鄱陽湖甚至長江中游段的水質污染。

本研究發現紅壤坡地暴雨情況下，地表徑流DOC遷移通量占比達到98.16%，60 cm層次壤中流和30 cm層次壤中流所遷移的DOC占比分別只有1.54%,0.30%。DOC的淋溶是土壤中DOC與徑流運動相互作用的結果，因此要分析DOC的遷移差異，需首先弄清楚壤中流的運動機制。壤中流通常由大孔隙流(Macropore flow)和基質流(Matrix flow)兩部分組成[21]。小雨強情況下，壤中流主要由大孔隙流構成；隨著降雨的繼續進行，基質流逐漸形成并帶動DOC輸出；大雨強情況下，降雨對地表的打擊作用較強，土壤顆粒分散產生的細顆粒會阻塞大孔隙流通道，造成壤中流生成相對較少。如Ma等[13]在湖南紅壤坡耕地上的模擬降雨試驗也證實，降雨強度是壤中流驅動下DOC淋溶遷移的主導因子，并且受到耕作的共同影響，翻耕和小雨強共同作用下呈現出最大的DOC輸出濃度。四川紫色土壤中流中DOC濃度與雨強之間也呈現出顯著的負線性相關關系[11]。而本模擬降雨試驗下采用了較大的降雨強度，因此DOC輸出的差異可能主要是由降雨特性，特別是不同的雨強決定的。另外，Long等[22]發現亞熱帶酸性粘性紅壤農田的DOC輸出濃度也處于較低水平，并認為酸性紅壤中豐富的鐵鋁氧化物/氫氧化物和黏粒對可溶性有機質的吸附可能是造成這種現象的主要原因。因此對花生坡耕地而言是否也存在這種吸附機制也需要在以后的工作中加強探討。同時，Ma等[13]研究還表明紅壤坡耕地20—30 cm土層DOC含量最高。土層中DOC的流失，一方面是隨著下滲的水分到達了下層土壤，另一方面是隨著側向的壤中流流失，本文表明30 cm處土壤的下滲能力較強，因此土壤中可溶性有機碳極有可能是隨著下滲的水流，積攢到了60 cm處的土層中，并隨著60 cm處的壤中流流出。

4 結 論

(1) 紅壤坡耕地模擬降雨試驗表明，坡面徑流以地表徑流為主，占到總徑流量的95.86%，壤中流總體占比較少；但60 cm壤中流出流量大于30 cm層次壤中流。

(2) 模擬降雨過程中，DOC遷移以地表徑流為主，占到總遷移通量的98.16%；同時60 cm壤中流驅動下DOC的遷移也大于30 cm層次壤中流，說明在后續的工作中需要更多注意深層次壤中流所遷移損失的土壤碳素。

(3) 產流過程中，DOC的遷移通量是產流量與質量濃度共同影響的結果，與產流量之間沒有明顯的相關性，后期需要加強不同降雨強度下的對比研究。