干化土壤連續多年覆膜后水熱鹽分布特征研究

郭俊文，李援農，汪有科，靳珊珊

（1.西北農林科技大學旱區農業水土工程教育部重點實驗室，陜西楊凌 712100；2.中國科學院教育部水土保持與生態環境研究中心，陜西楊凌 712100；3.河南農業大學林學院，河南鄭州 450002）

黃土高原黃土丘陵區土層深厚、光熱資源豐富，具有較大的農業生產潛力，但因降水時空分布極度不均而干旱災害頻發，長期普遍存在水土流失和土壤干化、土壤退化現象，制約著農作物生長發育和林草植被的有效恢復［1-2］。 采取合理有效的水土保持措施，就地攔蓄降水資源、提高土壤肥力、減少土壤水分蒸發和作物蒸騰，是該地區農業生產和生態建設的關鍵，為此眾多學者對黃土丘陵區各種集雨措施、水土保持措施改善土壤水分的效果進行了大量研究［3-8］。 在各類措施中，地膜覆蓋作為保墑措施，可以有效改善土壤水、熱、鹽狀況［9-10］。 為了揭示黃土丘陵區干化土壤連續多年覆膜后水熱鹽分布的年內變化規律，給改善干層土壤水熱鹽狀況的進一步研究提供參考，本文基于連續覆膜5 a 的棗林地試驗小區定位監測資料，研究了多年覆膜后土壤水、熱、鹽分布的年內變化情況。

1 研究方法

1.1 試驗小區布設概況

試驗樣地位于陜西省米脂縣境內的西北農林科技大學紅棗節水研究基地，監測時段為2020 年1 月10日—2021 年1 月31 日。 該研究基地地貌類型屬黃土高原黃土丘陵溝壑區第一副區，平均海拔960 m，山地坡度為21°～39°；試驗土壤為黃綿土，平均容重為1.3 g／cm3，0～150 cm 土層中粉粒含量為47.6%～50.1%、砂粒含量為43.9%～46.5%、黏粒含量為5.9%～7.1%，屬于粉質壤土，其質地疏松、保水性較差；該地區屬于中溫帶半干旱氣候區，干濕季分明，夏秋季濕潤多雨、冬春季干燥少雨，年潛在蒸發量為1 600 mm 左右，試驗監測期間降水總量為372.2 mm（主要集中于6—10月），年內日平均降雨量為1.3 mm、日最大降雨量為24.5 mm；在監測時段內平均氣溫10.6 ℃，最高氣溫為29.7 ℃，最低氣溫為-17.6 ℃，年日照時數2 372.7 h；平均相對濕度為55.9%，最大相對濕度為97.3%，最小相對濕度為14.3%。 地下水埋深超過50 m，其對耕作層土壤水分的影響可以忽略。

覆膜試驗小區布設于2015 年7 月。 壟溝集雨模式為壟覆膜、溝不覆膜，選取地面平坦的水平階棗林地作為試驗地進行起壟覆膜，在壟高20 cm、壟寬50 cm、溝寬20 cm 的相鄰壟上分別布設白膜覆蓋小區（WF）、黑膜覆蓋小區（BF）、裸地小區（CK） （如圖1 所示），其中白膜為耐久性較好的無色透明塑料膜（厚度約為0.015 mm，雙層覆蓋，膜上設置若干直徑為2～3 mm 的進水小孔）、黑膜為黑色牛毛氈，壟溝沿等高線布置、溝內不覆膜，每種處理重復3 次，共設置9 個試驗小區（隨機排列）。 由于試驗小區布設在棗林地內無植被覆蓋的地塊，因此可忽略植被蒸騰耗水。 在小區周邊設置高出地表20 cm 的圍壟，確保試驗小區無徑流損失；為避免小區間互相影響和小區周邊植物根系吸水及土壤水分的側滲，在小區間豎向埋設牛毛氈進行隔離，同時在試驗地塊周邊埋設厚塑料布進行隔離。

圖1 試驗小區布設示意

1.2 測定指標及方法

研究區棗林地土壤水分的唯一補充來源是降水，土壤水分的時空變化主要受降雨和蒸散發的影響［11-12］，依據當地的降雨特點，將土壤水分動態變化過程劃分為過渡階段（3—6 月）、補充階段（7—10月）、損失階段（11 月—次年2 月）進行分析。 試驗期間的氣溫、降水量、相對濕度、風速等氣象數據源于試驗基地布設的BLJW-4 型自動氣象站。

在各小區距地表深度為5、15、30、50、75、100、125、150 cm 處分別埋設GS3 傳感器（如圖1 所示），每隔30 min 自動監測一次土壤體積含水率（θ）、溫度（T）及電導率（EC，用于間接反映土壤含鹽量，其值越大表明土壤含鹽量越高），通過EM50 數據采集器采集各傳感器的監測數據。

1.3 數據整理與分析

采用軟件Excel2019 與SPSS24、DPS 進行監測數據整理與分析，采用最小顯著差異法（LSD）進行顯著性檢驗（顯著性水平P＜0.05），采用軟件Origin2021 進行統計圖繪制。

土壤儲水量計算公式為

式中：W為土壤儲水量，H為土層厚度，θ為土壤體積含水率。

2 監測結果分析

2.1 土壤水分變化特征

2020 年2 月1 日—2021 年1 月31 日各小區0 ～10、10～30、30 ～60、60 ～100、100 ～150 cm 土層含水率逐日變化過程及年均值見圖2，可以看出，受降水、蒸發的影響，各土層含水率在監測期呈“升—降—升—降”的波動，其中深度為0～100 cm 各土層含水率波動劇烈、100～150 cm 土層含水率波動較為平緩，因此可把0 ～100 cm 土層視為土壤水分易恢復區、把深度大于100 cm 土層視為土壤水分難恢復區［12］。

圖2 監測期各小區不同土層土壤含水率逐日變化過程

各小區土壤含水率均在7—8 月出現“波谷”，原因是在土壤水分補充階段初期雖然降水量增加，但是氣溫較高、空氣相對濕度較低、土壤水分蒸發量較大，降水不足以補償土壤水分的損耗，導致土壤含水率持續下降，直至2020 年8 月5 日出現第一次較大降雨，土壤水分才得以迅速恢復。 在沒有徑流損失的情況下，由于地膜覆蓋在一定程度上延緩了降雨入滲速度，同時切斷了土壤與空氣的直接聯系，使土壤蒸發量減小，因此裸地小區的土壤含水率波動較覆膜小區的劇烈，而覆膜小區土壤含水率對大氣降水的響應時間相對滯后、響應強度相對減弱，如30～60 cm 土層，2 種覆膜小區土壤含水率最大值出現時間（均為8 月7 日）較裸地小區推遲了1 d，WF、BF、CK 最小含水率分別為10.7%、10.2%、9.3%，2 種覆膜小區含水率最小值對應的時間較裸地小區均推遲了5 d（原因可能是覆膜在冬季具有保溫效應，延緩了土壤凍結）。

就土壤含水率年均值而言，在0 ～150 cm 深度范圍內，2 種覆膜小區無顯著差異（WF、BF 土壤含水率分別為17.1%、17.6%）且均顯著高于裸地小區的（CK土壤含水率為15.9%）；0 ～30 cm 土層，各小區無顯著差異；30 ～60 cm 土層，2 種覆膜小區無差異（均為16.4%），且均顯著高于裸地小區的；60 ～100 cm 土層，白膜覆蓋小區最高、黑膜覆蓋小區最低，2 種覆膜小區差異顯著；100～150 cm 土層，黑膜覆蓋小區顯著高于其他2 種小區的，而白膜覆蓋小區與裸地小區無明顯差異。

土壤水分動態變化各階段各小區不同土層的儲水量見表1。 在監測期內，WF、BF、CK 處理間土壤儲水量差異顯著，BF、WF 分別較CK 高12.6%、5.1%。 從各階段土壤儲水量變化情況看，各處理土壤儲水量在過渡階段與損失階段均呈現出減小趨勢，而在補充階段均表現出增大的趨勢（WF、BF、CK 分別增大了52.6、74.7、68.0 mm，差異顯著）。

表1 各階段各小區不同土層儲水量mm

表2 不同階段0～60 cm 耕作層水、熱、鹽偏相關系數

監測期末，3 種小區0～150 cm 土層儲水量差異顯著，其大小順序為BF＞WF＞CK。 與吳賢忠等［13］對連續2 a 覆膜小區的試驗結果相比，本研究中連續5 a 覆膜小區在水分補充階段降雨量增加的情況下0 ～150 cm土層儲水量的監測結果并未明顯增加，說明補充階段一部分雨水下滲深度超過150 cm（補充了更深層土壤）。 就0～60 cm 耕作層儲水量而言，過渡階段3 種小區無顯著差異；在補充階段和損失階段覆膜處理WF、BF 儲水量分別較CK 高16.5%、18.1%，差異顯著。 就60～100 cm 土層儲水量而言，各階段3 種小區無顯著差異。 就100～150 cm 土層儲水量而言，在過渡階段和補充階段黑膜覆蓋小區顯著大于其他2 種小區的，兩個階段BF 分別較WF 高9.7%、17.7%，分別較CK 高9.5%、33.0%；而損失階段3 種小區無顯著差異。

2.2 土壤溫度變化特征

為便于敘述，把2020 年1—2 月的穩定凍結—凍融時段稱為解凍期，把2020 年11 月—2021 年1 月的凍融—穩定凍結時段稱為凍結期，把監測期其他時段稱為完全融解期。

監測結果表明：在凍結期，深層土壤溫度高于淺層土壤溫度，土壤溫度隨土層深度加大呈現升高的趨勢；而在解凍期，深層土壤溫度低于淺層土壤溫度，土壤溫度隨土層深度加大逐漸降低，各小區間上層溫度差異大于下層的。

就0～150 cm 土層而言，3 種小區年均溫度差異顯著，高低順序為WF（11.5 ℃）＞BF（11.3 ℃）＞CK（10.6 ℃）；覆膜小區年內最高溫度較裸地高2.2 ℃、最低溫度較裸地高0.9 ℃；7 月平均溫度在監測時段內最高，白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區7 月土壤平均溫度分別為24.9、24.7、23.3 ℃，覆膜小區與裸地小區間差異顯著，而2 種覆膜小區間差異不顯著。 就0 ～60 cm 土層而言，黑膜覆蓋小區7 月平均溫度顯著低于白膜覆蓋小區的（低5.6%），表明高溫季節黑膜覆蓋對耕作層土壤溫度有一定調控作用；1 月平均溫度在監測時段內最低，3 種小區差異顯著，白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區1 月平均溫度分別為-0.7、-1.1、-1.4，說明長期地膜覆蓋在土壤凍結期具有保溫作用。 就0～10 cm 土層而言，2 種覆膜小區在不同時期的土壤溫度均顯著高于裸地小區的，說明多年覆膜措施有利于提高表層土壤溫度。

監測期3 種小區最大凍深均為75 cm，連續使用5 a的地膜對越冬期土壤最大凍深已無明顯影響，黑膜覆蓋小區和裸地小區凍結到最大深度的時間比白膜覆蓋小區約提前了2 d。 由監測期各小區0 ～75 cm 土層凍融過程線（見圖3）可以看出，0 ～75 cm 土層經歷了穩定凍結—凍融—完全融解—凍融—穩定凍結的過程。

圖3 土壤凍融變化過程線

就0～10 cm 土層而言，解凍期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低溫度分別為-6.6、-5.2、-5.0 ℃，在2020 年2 月15 日氣溫為-7.4 ℃的情況下白膜覆蓋小區首先開始解凍（較BF、CK 分別提前2、4 d）；凍結期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低溫度分別為-13.7、-13.1、-13.0 ℃，在2020 年11 月23 日氣溫為-5.7 ℃的情況下白膜覆蓋小區首先凍結（較BF、CK提前了7 d）。

就10～30 cm 土層而言，解凍期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低溫度分別為-1.7、-1.4、-2.4 ℃，在2020 年2 月9 日氣溫為-1.0 ℃情況下，白膜覆蓋小區首先開始解凍（較BF 提前3 d，較CK 提前11 d）；凍結期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低溫度分別為-7.0、-7.0、-8.8，在2020 年12 月7 日氣溫為-4.4 ℃情況下裸地小區首先凍結（較WF 提前6 d，較BF 提前8 d）。

就30 ～60 cm 土層而言，解凍期2 種覆膜小區沒有發生凍融現象，裸地小區在2020 年2 月12 日平均氣溫為3.9 ℃情況下完全解凍；凍結期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低氣溫分別為-2.8、-4.3、-6.3 ℃，在2020 年12 月15 日氣溫為-10.0 ℃情況下裸地小區首先凍結（較BF 提前7 d，較WF 提前17 d）。

在深度為75 cm 處，解凍期3 種小區都沒有發生凍融現象；凍結期白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區、裸地小區最低氣溫分別為-0.7、-1.0、-1.2 ℃，黑膜覆蓋小區和裸地小區于2021 年1 月8 日在同一天凍結（較WF 提前了2 d）。

綜上所述，連續使用5 a 的覆膜仍然可以縮短凍結土壤的解凍時間，其中白膜覆蓋更有利于凍土的解凍、黑膜覆蓋更有利于延緩0 ～30 cm 淺層土壤的凍結過程，土層越深土壤溫度越穩定、越不易凍結。

2.3 土壤電導率變化特征

監測期各小區不同土層土壤電導率逐日變化過程及年均值見圖4。 由圖2、圖4 可知，土壤電導率變化規律與土壤含水率變化規律基本一致，符合“鹽隨水來，鹽隨水去”的運移規律［14］。

圖4 監測期各小區不同土層土壤電導率逐日變化過程

表層土壤含鹽量因受土壤融解、降雨和蒸發的影響而波動劇烈，導致表層土壤電導率也明顯波動。2020 年2 月土壤處于解凍期，各小區0～60 cm 耕作層土壤電導率呈增大趨勢，原因是解凍期凍土消融是上下雙向進行的，中間未解凍的凍結夾層隔斷了上層土壤水分下滲的通道［15］，使得凍結層以上土壤含水率較高（0～10 cm 土層含水率最高達19.8%），同時凍結層的存在使得土壤剖面存在溫度梯度，凍結層以下土壤水分向凍結層持續移動使土壤鹽分向凍結層遷移。 隨著氣溫持續上升，表層積聚的水分開始大量蒸發，隨著水分向上運移，凍結期累積在凍結層的鹽分迅速向土壤表層遷移，表層土壤呈現返鹽現象［16］。 之后隨著氣溫持續升高，凍結層完全融解，蒸發量進一步增大，但同時降雨量逐漸增加，蒸降比減小，上層土壤水分增加并向下層土壤入滲，使土壤表聚的鹽分向下層土壤運移，當水分入滲深度超過150 cm 時，一部分鹽分向更深層土壤運移，此時表層土壤電導率開始呈現減小的趨勢。 2020 年7—8 月各小區土壤電導率出現幾次突升，原因是出現了幾次較大降雨使土壤含水率提高、土壤積鹽量增大，之后土壤鹽分隨土壤含水率的波動和水分大量下滲而淋洗下降，土壤電導率也隨之波動下降。 2020 年11 月25 日左右出現的最后一個峰值，是2020 年11 月19 日的一次較大降雨造成土壤水分聚集，且隨后氣溫下降使土壤開始凍結，凍結層以下土壤水分攜帶鹽分再次向凍結層遷移所致。

就監測期平均電導率而言：0 ～10 cm 土層和60 ～100 cm 土層，2 種覆膜小區間差異不顯著但均顯著高于裸地小區的；10～60 cm 土層，黑膜覆蓋小區與裸地小區差異不顯著但均顯著低于白膜覆蓋小區的；100 ～150 cm 土層，白膜覆蓋小區與裸地小區差異不顯著但均顯著低于黑膜覆蓋小區的。

有關研究表明，地膜覆蓋可以有效抑制土壤鹽分表聚［17-21］。 本試驗監測結果表明在黃土高原棗林地連續多年覆膜會產生鹽分表聚效應，與吳賢忠［13］、李志華［16］等的研究結果一致，但多年覆膜后0 ～150 cm土層電導率全年均值較小，白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區均為0.05 mS／cm，較3 a 前的監測結果（白膜覆蓋小區、黑膜覆蓋小區分別為0.07、0.08 mS／cm）明顯減小，說明在降水量較大的情況下一部分土壤鹽分隨雨水下滲向150 cm 以下運移。

2.4 土壤水熱鹽相關性分析

在土壤水分過渡階段，裸地小區土壤水熱相關性顯著而覆膜小區土壤水熱相關性不顯著，說明過渡階段地溫隨大氣溫度變化時，長期覆膜抑制了蒸發，膜下土壤含水率較為穩定；過渡階段蒸發量隨氣溫升高而增大，但降雨量逐漸增多，蒸降比減小，同時解凍過程中滯留在耕作層的水分逐漸下滲并使鹽分淋洗下降，因此各小區熱鹽之間均呈現顯著的負相關性，其中黑膜覆蓋小區熱鹽相關性明顯較其他兩種小區的強，說明過渡階段黑膜覆蓋土壤溫度的變化比白膜覆蓋的大、鹽分下降明顯；鹽離子是通過水分運動實現運移的，所以各小區水鹽均呈現顯著的正相關性，其中白膜覆蓋小區的水鹽相關性最顯著，說明白膜覆蓋后耕層內土壤含水率波動較大。

在土壤水分補充階段，3 種小區耕作層土壤水熱均表現出顯著負相關性，其中黑膜覆蓋小區的相關性相對較弱，說明長期覆蓋黑膜在補充階段保水調溫效果較好；白膜覆蓋小區和裸地小區熱鹽顯著正相關，而黑膜覆蓋小區熱鹽無相關性，原因可能是黑膜覆蓋小區耕作層土壤鹽分含量較低、土壤溫度較為穩定；3 種小區水鹽均呈現顯著正相關性，即電導率隨著土壤含水率的升降而變化。

在土壤水分損失階段，3 種小區水熱均呈現顯著正相關（其中黑膜覆蓋小區正相關性最強），原因是該階段土壤處于凍融循環和穩定凍結期，土壤液態水分含量取決于土壤溫度；2 種覆膜小區土壤熱鹽間無相關性，說明覆膜后土壤溫度變化對鹽分的影響較小，原因可能是土壤溫度持續降低，覆膜表現出良好的保溫效應，延緩了土壤凍結和土壤鹽分向凍結鋒面的遷移；3 種小區水鹽均呈現顯著的正相關性，與過渡階段、補充階段具有一致的規律。

3 結論

1）連續覆膜5 a 后，0～150 cm 土層的含水率明顯高于裸地的，尤其0 ～60 cm 耕作層的儲水量明顯增加；各階段黑膜覆蓋小區的土壤儲水量均大于白膜覆蓋小區和裸地小區的，表現出良好的集雨保墑效應。

2）2 種覆膜小區0 ～150 cm 各土層土壤溫度均明顯高于裸地的，監測期最高地溫和最低地溫分別較裸地高2.2、0.9 ℃，白膜覆蓋在寒冷時的保溫效果較好，黑膜覆蓋在高溫時對0 ～60 cm 耕作層土壤溫度有一定調控作用。

3）多年覆膜后會發生表層土壤積鹽現象，但0 ～150 cm 土層鹽分含量較3 a 前有所降低，在降水量較大的情況下一部分土壤鹽分隨雨水下滲向150 cm 以下土層運移，因此連續覆膜不會造成土壤次生鹽漬化。

4）不同階段各小區土壤水鹽（含水率與電導率）間均呈現顯著的正相關性，其中黑膜覆蓋小區水鹽相關性相對較弱；各小區不同階段土壤水熱相關性、熱鹽相關性差異明顯，2 種覆膜對不同階段土壤水、熱、鹽具有不同的調控效應。