石羊河尾閭黏土質夾層結構土壤對降雨入滲的響應

柴成武, 徐先英, 王方琳, 唐衛東, 王多澤

(甘肅省治沙研究所 荒漠化與風沙災害防治國家重點實驗室培育基地, 蘭州 730070)

土壤水是植物水分利用的主要來源，也是聯系地表水與地下水的紐帶，土壤水的形成、轉化及消耗過程中形成的可以為植物所利用的有效水量對植物生長有重要意義[1]。大部分研究認為干旱荒漠區植物生長對地下水有很強的依賴性[2-3]，但是，對于地下水位很深的干旱沙區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[4]，但該區依然存在生長較好的植被，在沙區防風固沙方面起著重要作用，它們如何適應干旱環境？綜觀對沙生植被土壤水分動態的研究，還不能為解釋植被在沙丘地長期生存的機理提供充分依據[5-6]，沙區廣泛分布垂直層次“沙土+黏土+沙土”結構的土壤如何影響降水在土壤中再分配？對夾層這種土壤結構的研究始見于20世紀60年代[7]，多見于農田壤土砂質夾層研究[8]、實驗室壤土與沙土組成層狀土壤的水力性質的研究[9-12]。對自然條件下黏土夾層的研究僅見于低地下水位區對地下水上升的影響[7]及易鹽漬區水鹽運動[13-15]；對流沙區、固定半固定沙丘或沙地存在的黏土層問題深入研究僅見于孫程鵬等[16]對綠洲邊緣夾粘沙丘持水特性的研究，該研究認為土壤孔隙度、土壤機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高于上下沙層；其他對流沙區、固定半固定沙丘或沙地存在的黏土層問題僅見于現象描述，如荒漠區耕作土壤中的瘀底層現象[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深度出現黏土層構成的弱透水層等[21]。因此，對黏土質夾層土壤結構，目前僅見于實驗室的試驗及易鹽漬區水鹽運動、地下水上升等方面的影響研究，并且對黏土夾層具有貯存深層土壤水分和阻滯蒸發作用形成共識，但還不能深入描述其在復雜影響的自然界中存在價值、影響方式與程度等方面的過程與效果。

對降水量極低的干旱沙區深根性林木梭梭(Haloxylonammodendron)退化、衰敗已引起廣大學者的重視[22]，本文自然降雨條件下近地表層不同厚度黏土質夾層對水分再分布影響研究，對利用該種結構土壤進行淺根性抗旱植物植被恢復具有現實指導意義，將豐富干旱沙區雨養型植被抗逆土壤環境因子作用機制研究。

1 研究區概況

研究區石羊河尾閭騰格里沙漠邊緣民勤盆地，分布大量黏土灘地，流沙治理區沙丘高度多在2～5 m。該區氣候屬溫帶干旱荒漠氣候，多年均溫7.8℃，年日照時間長，晝夜溫差大，平均年降水量約113.2 mm，而蒸發量高達2 644 mm，降水主要在7—9月，干燥度大于5.5，年平均風速2.55 m/s。土壤類型以風沙土、灰棕漠土、草甸土、草甸沼澤土為主，耕作土壤為灰棕漠土、草甸土等土類經過長期灌溉淋溶、耕作施肥等人為作用下形成的特殊土類——綠洲灌漠土。

2 試驗設計與方法

為獲得盡量相同的立地條件及有對比性的黏土層厚度，選取自然分布黏土灘地黏土質土壤及試驗地流動沙丘風沙土進行人工試驗布置：選取流動性弱的流動沙丘，在沙丘中部挖坑，深度0.7 m，長寬分別為9，1 m，以1 m×1 m為單元將土坑用棚膜塑料分割，坑內填埋黏土及挖出的風沙土，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個處理的黏土質夾層土壤結構，填埋土壤時，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個重復共9個試驗小區。黏土來自于丘間低地，試驗用黏土及砂土粒度見表1。各試驗小區邊界做好塑料阻隔，以防止水分相互滲透。試驗布置90 d后開始觀測非降雨條件下土壤水分再分布，觀測時間150 d，期間遇到降雨時用塑料蓋住試驗小區；試驗布置240 d后等待合適的降雨，觀測降雨條件下土壤水分再分布。具體試驗區編號如圖1所示。

表1 試驗土樣粒度 %

圖1 試驗區編號及水分探頭位置示意圖

土壤水分探頭為美國Decagon公司研制的ECH2O電容式土壤水分傳感器[測量精度±(1%～3%)]，監測頻率設置為10 min讀數1次；在使用之前按照校準說明書方法及文獻方法[23]以試驗用土壤對所用到的所有傳感器及其數據采集器校準，獲得監測值與烘干法測定的土壤水分擬合關系線性方程；記錄校準中傳感器編號與數據采集器編號、對應的通道，在后期監測中固定使用該數據采集器、通道及傳感器；將監測值代入擬合方程獲得監測體積含水率，其測量精度可達到1.1%～2.4%。試驗中鋪捉到的最大降雨為一次33.6 mm降雨，降雨后以各土壤層水分數值劇烈上升開始時間對應的土壤含水率作為初期含水率，以各土層水分數值劇烈上升結束時間對應的土壤含水率作為最高含水率，并以期間所經歷的時間作為水分增加時間，某個時間點對應的土壤含水率作為對應時間的末期含水率獲取相關數據，試驗數據用Excel及SPSS進行處理及分析。土壤儲水量計算公式為：

h=W×H×10

(1)

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

3 結果與分析

3.1 土壤水分再分布影響因子

在經過一次33.6 mm降水后，對降雨前的土壤初期含水率、降水后所能達到的最高含水率、達到最高含水率水分增加時間、100 d后的末期土壤含水率、反映土層厚度的土壤水分監測深度進行相關性檢驗發現(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，與土壤監測深度顯著負相關；土壤初期含水率與土壤監測深度顯著負相關；土壤水分增加時間與初、末期含水率具有負相關關系，但顯著性不高；最高含水率與土壤監測深度具有不顯著的負相關關系。因此，在本試驗條件下，降雨后經過相同時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系數

3.2 非降雨條件下土壤水分再分布

試驗布置達土壤水分自然平衡后觀測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深度內初末期土壤總儲水量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處理的關系；黏土層下部初末期土壤含水率變化亦具有E101>E201>E301的關系；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。土壤總儲水量的變化與土壤含水率變化及土層厚度有關，在本試驗條件下，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水量變化的主要原因，其原因可能是在蒸發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動差異所致。

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

經過一次33.6 mm降水后(表4)，由土壤總儲水量變化可以看出，37 d后土壤總儲水量具有30 cm處理>20 cm處理>10 cm處理的關系，100 d后土壤總儲水量具有10 cm處理>20 cm處理>30 cm處理的關系，說明本試驗條件下黏土層越厚越有利于降雨后土壤水分吸收，但土壤水分長期保持效果卻隨黏土層增厚而降低；由土壤含水率增加時間可以看出，E101>E201>E301，E102>E302>E202，說明黏土層下部及黏土層含水率增加時間表現為黏土層厚度越小所用時間越長，水分增加時間越長越有利于將水分保持在土壤中，以10 cm處理水分增加時間最長，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水量變化的主要影響因子，黏土層含水率較高時黏土層越厚對表層沙土土壤含水率影響越大，但隨時間延長，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，在一定時間內有水分輸入情況下，濕潤鋒經過表層沙土向黏土層不斷推進(圖2)，當濕潤鋒到達黏土層時入滲減慢(圖3)，當穿過黏土層10 cm后，黏土層10 cm處理中濕潤鋒已經推進到黏土層下方的沙土中(圖4)，而黏土層20 cm處理和30 cm處理中濕潤鋒依然在黏土中移動，同樣的情況出現在20 cm處理和30 cm處理之間，因此，黏土層30 cm處理儲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，在后期蒸發作用下更易于散逸，不利于水分儲存。

表4 地表土層60 cm內土壤水分變化

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間作為水分變化起點，以變化最大值作為水分上升變化終點計算含水率上升區間的含水率變化速度。結果表明(圖5)，降水后0.5 h內，表層沙土迅速達到最大土壤含水率，之后表層沙土單位時間體積含水率變化量與時間之間表現為對數線性關系(表5)，變化趨勢線以E203最陡，E103最平緩。除初始含水率不一致外其他的環境變量基本一致，表現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象。各處理表層沙土含水率降低速率在1 h之內變化劇烈，在1～2 h基本以1.02%/h的變化速率平穩降低，在2～2.5 h基本以0.51%/h的變化速率波動性降低，2.5 h之后已難以從變化速率方面區別3個處理的水分變化差別。如圖2所示，對各處理表層土壤水分變化進行擬合，體積含水率與時間之間表現為直線線性關系，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階段，以時間與土壤含水率進行線性擬合，獲得了較好的擬合效果(表5)，當濕潤鋒進入黏土層及黏土下部的沙土層時，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，黏土層經過水分增加獲得較高水分后一直保持穩定的高水分狀態，表現為E102>E302>E202的關系；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、水分增加時間、總儲水量等反映土壤儲水情況的諸多指標研究，認為黏土質夾層結構土壤阻滯水分入滲到更深層土壤，同時阻滯蒸發，具有較好的儲水效果，這與孫程鵬等[16]通過土壤孔隙度、土壤機械組成等方面研究得出的結論相同，但一些指標反映出與黏土層厚度變化不相一致的情況，不太符合慣性認識，如黏土層含水量持續增長時間與黏土層厚度的關系，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增長時間可達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。水分持續增長時間決定于最高含水量及后續補充水分來源。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，導致其最高含水率降低；其次，黏土層越薄進入黏土層下部沙土的水分越多，越有利于水分儲存于黏土層下部的沙土中，黏土對水分束縛力較強，導致在水分缺乏時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的水分來源。因此，10 cm黏土層厚度含水量持續增長時間長于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增長時間與黏土層厚度關系中的最佳反轉點在哪里，還需要進一步研究。本試驗只能確定黏土質夾層對水分入滲的影響方式及其本試驗3種不同厚度黏土層處理下的影響結果，但不能確定黏土層厚度為多少時可以達到水分蒸發損耗最小的最佳水分儲存效果，還需要細化黏土層厚度設置，同時精細控制水分來源及明確水分流失方向，以及試驗黏土層布置于不同深度上的變化等，該方面的細化研究還有待繼續深入，可為干旱沙區植被重建提供理論基礎。

5 結 論

(1) 降雨后經過相同時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，與黏土夾層厚度顯著負相關；水分增加時間與初、末期含水率具有負相關關系，但顯著性不高。

(2) 黏土質夾層表層沙土土壤含水率在降雨條件下經過長期水分再分布后表現出黏土層厚度越小，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變化關系。

(3) 黏土質夾層結構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損耗，在表層覆沙20 cm情景下，10，20，30 cm厚度的黏土質夾層以10 cm處理總體水分保持效果最好。