柴成武, 徐先英, 王方琳, 唐衛(wèi)東, 王多澤

(甘肅省治沙研究所 荒漠化與風(fēng)沙災(zāi)害防治國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室培育基地, 蘭州 730070)

土壤水是植物水分利用的主要來源，也是聯(lián)系地表水與地下水的紐帶，土壤水的形成、轉(zhuǎn)化及消耗過程中形成的可以為植物所利用的有效水量對(duì)植物生長(zhǎng)有重要意義[1]。大部分研究認(rèn)為干旱荒漠區(qū)植物生長(zhǎng)對(duì)地下水有很強(qiáng)的依賴性[2-3]，但是，對(duì)于地下水位很深的干旱沙區(qū)如石羊河尾閭民勤盆地來說，地下水位大多已在20 m以下，荒漠植物已很難依賴于地下水生長(zhǎng)[4]，但該區(qū)依然存在生長(zhǎng)較好的植被，在沙區(qū)防風(fēng)固沙方面起著重要作用，它們?nèi)绾芜m應(yīng)干旱環(huán)境？綜觀對(duì)沙生植被土壤水分動(dòng)態(tài)的研究，還不能為解釋植被在沙丘地長(zhǎng)期生存的機(jī)理提供充分依據(jù)[5-6]，沙區(qū)廣泛分布垂直層次“沙土+黏土+沙土”結(jié)構(gòu)的土壤如何影響降水在土壤中再分配？對(duì)夾層這種土壤結(jié)構(gòu)的研究始見于20世紀(jì)60年代[7]，多見于農(nóng)田壤土砂質(zhì)夾層研究[8]、實(shí)驗(yàn)室壤土與沙土組成層狀土壤的水力性質(zhì)的研究[9-12]。對(duì)自然條件下黏土夾層的研究?jī)H見于低地下水位區(qū)對(duì)地下水上升的影響[7]及易鹽漬區(qū)水鹽運(yùn)動(dòng)[13-15]；對(duì)流沙區(qū)、固定半固定沙丘或沙地存在的黏土層問題深入研究?jī)H見于孫程鵬等[16]對(duì)綠洲邊緣夾粘沙丘持水特性的研究，該研究認(rèn)為土壤孔隙度、土壤機(jī)械組成是影響夾粘沙丘土壤持水性的主要因素，并指出夾粘層土壤持水性遠(yuǎn)高于上下沙層；其他對(duì)流沙區(qū)、固定半固定沙丘或沙地存在的黏土層問題僅見于現(xiàn)象描述，如荒漠區(qū)耕作土壤中的瘀底層現(xiàn)象[17-18]、丘間地與灌叢沙包底部相接處層存在20 cm厚度的高含水層[19]、綠洲邊緣部分沙丘土壤剖面中分布有黏土層[20]、白刺沙包在120 cm深度出現(xiàn)黏土層構(gòu)成的弱透水層等[21]。因此，對(duì)黏土質(zhì)夾層土壤結(jié)構(gòu)，目前僅見于實(shí)驗(yàn)室的試驗(yàn)及易鹽漬區(qū)水鹽運(yùn)動(dòng)、地下水上升等方面的影響研究，并且對(duì)黏土夾層具有貯存深層土壤水分和阻滯蒸發(fā)作用形成共識(shí)，但還不能深入描述其在復(fù)雜影響的自然界中存在價(jià)值、影響方式與程度等方面的過程與效果。

對(duì)降水量極低的干旱沙區(qū)深根性林木梭梭(Haloxylonammodendron)退化、衰敗已引起廣大學(xué)者的重視[22]，本文自然降雨條件下近地表層不同厚度黏土質(zhì)夾層對(duì)水分再分布影響研究，對(duì)利用該種結(jié)構(gòu)土壤進(jìn)行淺根性抗旱植物植被恢復(fù)具有現(xiàn)實(shí)指導(dǎo)意義，將豐富干旱沙區(qū)雨養(yǎng)型植被抗逆土壤環(huán)境因子作用機(jī)制研究。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)石羊河尾閭騰格里沙漠邊緣民勤盆地，分布大量黏土灘地，流沙治理區(qū)沙丘高度多在2～5 m。該區(qū)氣候?qū)贉貛Ц珊祷哪畾夂?，多年均?.8℃，年日照時(shí)間長(zhǎng)，晝夜溫差大，平均年降水量約113.2 mm，而蒸發(fā)量高達(dá)2 644 mm，降水主要在7—9月，干燥度大于5.5，年平均風(fēng)速2.55 m/s。土壤類型以風(fēng)沙土、灰棕漠土、草甸土、草甸沼澤土為主，耕作土壤為灰棕漠土、草甸土等土類經(jīng)過長(zhǎng)期灌溉淋溶、耕作施肥等人為作用下形成的特殊土類——綠洲灌漠土。

2 試驗(yàn)設(shè)計(jì)與方法

為獲得盡量相同的立地條件及有對(duì)比性的黏土層厚度，選取自然分布黏土灘地黏土質(zhì)土壤及試驗(yàn)地流動(dòng)沙丘風(fēng)沙土進(jìn)行人工試驗(yàn)布置：選取流動(dòng)性弱的流動(dòng)沙丘，在沙丘中部挖坑，深度0.7 m，長(zhǎng)寬分別為9，1 m，以1 m×1 m為單元將土坑用棚膜塑料分割，坑內(nèi)填埋黏土及挖出的風(fēng)沙土，形成從地表向下為“20 cm沙土+30 cm黏土+沙”、“20 cm沙土+20 cm黏土+沙”、“20 cm沙土+10 cm黏土+沙”不同黏土厚度3個(gè)處理的黏土質(zhì)夾層土壤結(jié)構(gòu)，填埋土壤時(shí)，在黏土層上部、下部10 cm處及黏土層中部布置水分探頭，各處理3個(gè)重復(fù)共9個(gè)試驗(yàn)小區(qū)。黏土來自于丘間低地，試驗(yàn)用黏土及砂土粒度見表1。各試驗(yàn)小區(qū)邊界做好塑料阻隔，以防止水分相互滲透。試驗(yàn)布置90 d后開始觀測(cè)非降雨條件下土壤水分再分布，觀測(cè)時(shí)間150 d，期間遇到降雨時(shí)用塑料蓋住試驗(yàn)小區(qū)；試驗(yàn)布置240 d后等待合適的降雨，觀測(cè)降雨條件下土壤水分再分布。具體試驗(yàn)區(qū)編號(hào)如圖1所示。

表1 試驗(yàn)土樣粒度 %

圖1 試驗(yàn)區(qū)編號(hào)及水分探頭位置示意圖

土壤水分探頭為美國(guó)Decagon公司研制的ECH2O電容式土壤水分傳感器[測(cè)量精度±(1%～3%)]，監(jiān)測(cè)頻率設(shè)置為10 min讀數(shù)1次；在使用之前按照校準(zhǔn)說明書方法及文獻(xiàn)方法[23]以試驗(yàn)用土壤對(duì)所用到的所有傳感器及其數(shù)據(jù)采集器校準(zhǔn)，獲得監(jiān)測(cè)值與烘干法測(cè)定的土壤水分?jǐn)M合關(guān)系線性方程；記錄校準(zhǔn)中傳感器編號(hào)與數(shù)據(jù)采集器編號(hào)、對(duì)應(yīng)的通道，在后期監(jiān)測(cè)中固定使用該數(shù)據(jù)采集器、通道及傳感器；將監(jiān)測(cè)值代入擬合方程獲得監(jiān)測(cè)體積含水率，其測(cè)量精度可達(dá)到1.1%～2.4%。試驗(yàn)中鋪?zhàn)降降淖畲蠼涤隇橐淮?3.6 mm降雨，降雨后以各土壤層水分?jǐn)?shù)值劇烈上升開始時(shí)間對(duì)應(yīng)的土壤含水率作為初期含水率，以各土層水分?jǐn)?shù)值劇烈上升結(jié)束時(shí)間對(duì)應(yīng)的土壤含水率作為最高含水率，并以期間所經(jīng)歷的時(shí)間作為水分增加時(shí)間，某個(gè)時(shí)間點(diǎn)對(duì)應(yīng)的土壤含水率作為對(duì)應(yīng)時(shí)間的末期含水率獲取相關(guān)數(shù)據(jù)，試驗(yàn)數(shù)據(jù)用Excel及SPSS進(jìn)行處理及分析。土壤儲(chǔ)水量計(jì)算公式為：

h=W×H×10

(1)

式中：h為土層厚度為H(cm)時(shí)的土壤儲(chǔ)水量(mm)；W為土壤體積含水率(%)。

3 結(jié)果與分析

3.1 土壤水分再分布影響因子

在經(jīng)過一次33.6 mm降水后，對(duì)降雨前的土壤初期含水率、降水后所能達(dá)到的最高含水率、達(dá)到最高含水率水分增加時(shí)間、100 d后的末期土壤含水率、反映土層厚度的土壤水分監(jiān)測(cè)深度進(jìn)行相關(guān)性檢驗(yàn)發(fā)現(xiàn)(表2)：土壤末期含水率與初期含水率、最高含水率極顯著正相關(guān)，與土壤監(jiān)測(cè)深度顯著負(fù)相關(guān)；土壤初期含水率與土壤監(jiān)測(cè)深度顯著負(fù)相關(guān)；土壤水分增加時(shí)間與初、末期含水率具有負(fù)相關(guān)關(guān)系，但顯著性不高；最高含水率與土壤監(jiān)測(cè)深度具有不顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系。因此，在本試驗(yàn)條件下，降雨后經(jīng)過相同時(shí)間水分再分布后的土壤末期含水率主要受降雨初期含水率、降雨入滲所能達(dá)到的最高含水率影響，其次為黏土層厚度。

表2 土壤水分再分布影響因子相關(guān)系數(shù)

3.2 非降雨條件下土壤水分再分布

試驗(yàn)布置達(dá)土壤水分自然平衡后觀測(cè)150 d以了解非降雨條件下土壤水分再分布(表3)，150 d后70 cm深度內(nèi)初末期土壤總儲(chǔ)水量30 cm處理、20 cm處理分別降低780，280 mm，10 cm處理增加500 mm，具有10 cm處理>20 cm處理>30 cm處理的關(guān)系；黏土層下部初末期土壤含水率變化亦具有E101>E201>E301的關(guān)系；黏土層上部初末期土壤含水率變化為E201>E301>E101；黏土層初末期土壤含水率變化為E101>E201=E301。因此，在無降雨輸入條件下10 cm厚度黏土層處理最有利于保持土壤水分，30 cm厚度黏土層處理土壤水分保持效果最差。土壤總儲(chǔ)水量的變化與土壤含水率變化及土層厚度有關(guān)，在本試驗(yàn)條件下，土壤含水率影響因子只有布置于次層的黏土厚度不同，其他環(huán)境因子相同，由土壤含水率變化可知，黏土層上部、黏土層及其黏土層下部含水率變化范圍分別在0～0.8%，-0.2%～-2.8%，0.2%～1.3%，黏土層及其黏土層下部土壤含水率變化是引起總儲(chǔ)水量變化的主要原因，其原因可能是在蒸發(fā)及土壤水吸力共同作用下黏土層土壤水分向地表及下部運(yùn)動(dòng)差異所致。

表3 非降雨條件下土壤水分再分布

3.3 自然降水條件下土壤水分再分布

經(jīng)過一次33.6 mm降水后(表4)，由土壤總儲(chǔ)水量變化可以看出，37 d后土壤總儲(chǔ)水量具有30 cm處理>20 cm處理>10 cm處理的關(guān)系，100 d后土壤總儲(chǔ)水量具有10 cm處理>20 cm處理>30 cm處理的關(guān)系，說明本試驗(yàn)條件下黏土層越厚越有利于降雨后土壤水分吸收，但土壤水分長(zhǎng)期保持效果卻隨黏土層增厚而降低；由土壤含水率增加時(shí)間可以看出，E101>E201>E301，E102>E302>E202，說明黏土層下部及黏土層含水率增加時(shí)間表現(xiàn)為黏土層厚度越小所用時(shí)間越長(zhǎng)，水分增加時(shí)間越長(zhǎng)越有利于將水分保持在土壤中，以10 cm處理水分增加時(shí)間最長(zhǎng)，其次為20 cm處理。黏土層及其下部沙土土壤含水率變化是引起總儲(chǔ)水量變化的主要影響因子，黏土層含水率較高時(shí)黏土層越厚對(duì)表層沙土土壤含水率影響越大，但隨時(shí)間延長(zhǎng)，黏土層含水率不斷降低情況下其影響越來越小。降雨100 d后的土壤水分變化情況與非降雨條件下土壤水分再分布特征基本相似，在一定時(shí)間內(nèi)有水分輸入情況下，濕潤(rùn)鋒經(jīng)過表層沙土向黏土層不斷推進(jìn)(圖2)，當(dāng)濕潤(rùn)鋒到達(dá)黏土層時(shí)入滲減慢(圖3)，當(dāng)穿過黏土層10 cm后，黏土層10 cm處理中濕潤(rùn)鋒已經(jīng)推進(jìn)到黏土層下方的沙土中(圖4)，而黏土層20 cm處理和30 cm處理中濕潤(rùn)鋒依然在黏土中移動(dòng)，同樣的情況出現(xiàn)在20 cm處理和30 cm處理之間，因此，黏土層30 cm處理儲(chǔ)存于地表與黏土層的水分高于20 cm黏土層處理，黏土層30 cm處理最小，水分距離地表越近，在后期蒸發(fā)作用下更易于散逸，不利于水分儲(chǔ)存。

表4 地表土層60 cm內(nèi)土壤水分變化

圖2 表層土壤含水率變化

圖3 黏土層土壤含水率變化過程

圖4 黏土層下部沙土含水率變化過程

3.4 自然降雨后土壤含水率變化過程

3.4.1 表層沙土含水率變化過程 以各處理表層水分劇烈上升開始時(shí)間作為水分變化起點(diǎn)，以變化最大值作為水分上升變化終點(diǎn)計(jì)算含水率上升區(qū)間的含水率變化速度。結(jié)果表明(圖5)，降水后0.5 h內(nèi)，表層沙土迅速達(dá)到最大土壤含水率，之后表層沙土單位時(shí)間體積含水率變化量與時(shí)間之間表現(xiàn)為對(duì)數(shù)線性關(guān)系(表5)，變化趨勢(shì)線以E203最陡，E103最平緩。除初始含水率不一致外其他的環(huán)境變量基本一致，表現(xiàn)出降水后表層沙土土壤水分變化方向及速度與土壤初始含水率相一致的現(xiàn)象。各處理表層沙土含水率降低速率在1 h之內(nèi)變化劇烈，在1～2 h基本以1.02%/h的變化速率平穩(wěn)降低，在2～2.5 h基本以0.51%/h的變化速率波動(dòng)性降低，2.5 h之后已難以從變化速率方面區(qū)別3個(gè)處理的水分變化差別。如圖2所示，對(duì)各處理表層土壤水分變化進(jìn)行擬合，體積含水率與時(shí)間之間表現(xiàn)為直線線性關(guān)系，其中以10 cm黏土層處理斜率最小。

圖5 表層沙土含水率變化速率

3.4.2 黏土層及其下部沙土含水率變化過程 將黏土層及其下部沙土水分變化過程分為水分增加階段與水分降低兩個(gè)階段，以時(shí)間與土壤含水率進(jìn)行線性擬合，獲得了較好的擬合效果(表5)，當(dāng)濕潤(rùn)鋒進(jìn)入黏土層及黏土下部的沙土層時(shí)，黏土層及其下部的沙土在水分增加階段以二次方程變化，在水分下降階段土壤含水率變化平緩，以一次線性方程變化。如圖3所示，黏土層經(jīng)過水分增加獲得較高水分后一直保持穩(wěn)定的高水分狀態(tài)，表現(xiàn)為E102>E302>E202的關(guān)系；在黏土層下部(圖4)，30 cm黏土層處理在水分增加階段雖然獲得較高的水分但后期卻以0.063 2的斜率直線式下降；10 cm處理在水分增加階段獲得的水分不高，后期也以0.040 8的斜率直線下降；20 cm處理從水分增加到降低，其過程都較平緩。因此，黏土層及其下部沙土的儲(chǔ)水效果可能主要取決于黏土層所能吸收的最高含水量。

表5 土壤水分變化過程擬合曲線

4 討 論

本試驗(yàn)通過黏土層厚度、末期含水率、初期含水率、最高含水率、水分增加時(shí)間、總儲(chǔ)水量等反映土壤儲(chǔ)水情況的諸多指標(biāo)研究，認(rèn)為黏土質(zhì)夾層結(jié)構(gòu)土壤阻滯水分入滲到更深層土壤，同時(shí)阻滯蒸發(fā)，具有較好的儲(chǔ)水效果，這與孫程鵬等[16]通過土壤孔隙度、土壤機(jī)械組成等方面研究得出的結(jié)論相同，但一些指標(biāo)反映出與黏土層厚度變化不相一致的情況，不太符合慣性認(rèn)識(shí)，如黏土層含水量持續(xù)增長(zhǎng)時(shí)間與黏土層厚度的關(guān)系，20 cm黏土層厚度為12 h，30 cm黏土層厚度為20 h，但10 cm黏土層厚度含水量持續(xù)增長(zhǎng)時(shí)間可達(dá)8 d，與厚度20 cm和30 cm相差較大且與黏土層厚度變化方向相反。水分持續(xù)增長(zhǎng)時(shí)間決定于最高含水量及后續(xù)補(bǔ)充水分來源。首先，在可吸收水量一定情況下向黏土層輸入水分，黏土層越厚吸水體積越大，則需要更多的水分，導(dǎo)致其最高含水率降低；其次，黏土層越薄進(jìn)入黏土層下部沙土的水分越多，越有利于水分儲(chǔ)存于黏土層下部的沙土中，黏土對(duì)水分束縛力較強(qiáng)，導(dǎo)致在水分缺乏時(shí)可以將黏土層下部沙土的水分吸附到黏土層，保證了黏土層水分虧缺時(shí)的水分來源。因此，10 cm黏土層厚度含水量持續(xù)增長(zhǎng)時(shí)間長(zhǎng)于20 cm及30 cm黏土層厚度的黏土夾層是可以被理解的。至于黏土層含水量持續(xù)增長(zhǎng)時(shí)間與黏土層厚度關(guān)系中的最佳反轉(zhuǎn)點(diǎn)在哪里，還需要進(jìn)一步研究。本試驗(yàn)只能確定黏土質(zhì)夾層對(duì)水分入滲的影響方式及其本試驗(yàn)3種不同厚度黏土層處理下的影響結(jié)果，但不能確定黏土層厚度為多少時(shí)可以達(dá)到水分蒸發(fā)損耗最小的最佳水分儲(chǔ)存效果，還需要細(xì)化黏土層厚度設(shè)置，同時(shí)精細(xì)控制水分來源及明確水分流失方向，以及試驗(yàn)黏土層布置于不同深度上的變化等，該方面的細(xì)化研究還有待繼續(xù)深入，可為干旱沙區(qū)植被重建提供理論基礎(chǔ)。

5 結(jié) 論

(1) 降雨后經(jīng)過相同時(shí)間水分再分布后的土壤末期含水率主要受控于降雨初期含水率、降雨入滲所能達(dá)到的最高含水率，其次為黏土夾層厚度。末期含水率與初期含水率、最高含水率極顯著正相關(guān)，與黏土夾層厚度顯著負(fù)相關(guān)；水分增加時(shí)間與初、末期含水率具有負(fù)相關(guān)關(guān)系，但顯著性不高。

(2) 黏土質(zhì)夾層表層沙土土壤含水率在降雨條件下經(jīng)過長(zhǎng)期水分再分布后表現(xiàn)出黏土層厚度越小，表層含水率越低的特征；黏土層及黏土層下部的沙土層初始含水率越高，在降水初期水分增加量、增加速度以及水分流失量、流失速度與初始含水率具有一定的正相關(guān)變化關(guān)系。

(3) 黏土質(zhì)夾層結(jié)構(gòu)土壤阻滯水分入滲到植物難以利用到的深層，將水分固持于黏土層及黏土層上下部供適合于該層根系分布的植物利用，降低了土壤水分蒸發(fā)損耗，在表層覆沙20 cm情景下，10，20，30 cm厚度的黏土質(zhì)夾層以10 cm處理總體水分保持效果最好。