黃河三角洲鹽漬土蒸發(fā)對土壤鹽分變化的響應特征

于超，孫池濤*，張倩，孫玉霞，朱自果，李勃，呂鵬超，于少利

(1. 山東農(nóng)業(yè)大學水利土木工程學院，山東 泰安 271000；2. 山東省葡萄研究院，山東 濟南 250000；3. 威海市農(nóng)業(yè)農(nóng)村事務服務中心，山東 威海 264200；4. 海陽市農(nóng)業(yè)技術推廣中心，山東 海陽 265100)

水資源短缺和土壤鹽堿化是引起許多干旱和半干旱地區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)力水平低下的直接因素.黃河三角洲鹽漬化面積達4.429×105hm2，占全區(qū)總面積的一半以上.同時，黃河三角洲是未大規(guī)模開發(fā)的大河三角洲，后發(fā)優(yōu)勢明顯，開發(fā)潛力巨大[1].該地區(qū)土壤蒸發(fā)強烈，約50%以上的水分通過蒸發(fā)損失.此外，強烈的蒸發(fā)促使深層土壤水分和鹽分向表層土壤運移，水去鹽留，最終導致鹽分在上層土壤積聚，造成土壤鹽堿化[2].因此，土壤水分蒸發(fā)不僅關系土壤水分的散失，還涉及土壤鹽漬化危害.

土壤水分蒸發(fā)看似簡單，實則十分復雜[3-4].近年來，關于影響土壤蒸發(fā)的諸多因素的研究已取得了許多重要成果[5-6].鹽漬化土壤是農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中最常見的土壤類型之一，鹽分對土壤水分蒸發(fā)的影響不可忽略.阿不都艾尼等[7]研究表明土壤含鹽量與蒸發(fā)量具有很好的相關性，且鹽分越高，相關性越好；隨著含鹽量增加，土壤蒸發(fā)速率減小.譚霄等[8]研究表明土壤含鹽量增加導致土壤持水性降低，土壤水分供應能力下降.李新舉等[9]研究表明土壤水分蒸發(fā)總量在土壤水分較高時主要由土壤含鹽量控制，而含水量低時主要由土壤含水量控制.究其原因，可能與鹽分影響土壤水分黏滯系數(shù)、破壞土壤孔隙結構以及堵塞土壤孔隙等[10]有關，進而影響蒸發(fā).有研究[11]表明，鹽分積聚在土壤表層后，地表反照率增加，土壤獲得的有效輻射量減小，土壤蒸發(fā)隨之降低.而也有研究[12]表明，鹽分積聚土壤表面后可提高土壤內(nèi)部熱量傳輸能力，加速土壤水分的運動過程，從而促進土壤蒸發(fā).可見鹽分對土壤蒸發(fā)的影響機理以及鹽分影響下的土壤蒸發(fā)規(guī)律仍值得深入研究.

以往關于黃河三角洲地區(qū)鹽漬土方面的研究多集中耐鹽堿植物栽培、鹽堿地改良對土壤水鹽運移的影響等方面，而不同含鹽量土壤蒸發(fā)特性的相關研究鮮見報道.基于此，文中通過室內(nèi)試驗研究土壤鹽分含量對土壤水分蒸發(fā)的影響特性，分析蒸發(fā)過程中土壤水鹽分布和蒸發(fā)強度等指標變化，探討含鹽量對土壤蒸發(fā)的影響機制，為黃河三角洲鹽漬土的水鹽調(diào)控和鹽漬土綜合治理提供科學依據(jù).

1 材料與方法

1.1 試驗材料

試驗土壤取自山東省農(nóng)科院現(xiàn)代農(nóng)業(yè)綜合試驗示范基地0～40 cm 土層，土壤含鹽量為0.15%～0.30%，土壤pH為7.11～8.49.供試土壤顆粒級配：黏粒(<0.002 mm)、粉粒([0.002，0.050] mm)、沙粒(>0.050 mm)的質(zhì)量分數(shù)分別為8.41%，16.91%，52.54%；土壤類型為沙質(zhì)壤土；土壤鹽離子主要以Cl-和Na+為主.該區(qū)域氣候?qū)儆谂瘻貛Т箨懶约撅L氣候，多年平均氣溫為12.3 ℃，年降雨量為561.3 mm，年蒸發(fā)量為1 155.6 mm；年內(nèi)降雨主要集中在6—9月份，約占全年降雨量的73%.

1.2 試驗樣品制備

試驗用塑料杯高102 mm、上口直徑72 mm、下口直徑50 mm，容積為300 mL；2個塑料杯為一套裝置，如圖1所示，上杯底部用電鉆均勻打孔(孔徑1 mm)，下杯完好嵌套上杯.上杯底部均勻鋪設20 g粒徑為2 mm的石英砂做反濾層并放置1張濾紙以防止反濾層與土壤混摻，之后將預先過篩、除雜的250 g風干土按照1.3 g/cm3的干容重裝入杯中，塑料杯上部預留3 cm空間以灌水.試驗共包括6個處理，由礦化度分別為5，10，30，50，70，90 g/L的咸水(由當?shù)睾｛}配置而成)灌溉獲得，依次用處理T1—T6表示，每個處理重復20次.為了確保同一處理土壤含鹽量均一，所有處理的灌溉水量為300 mL，加水前每套裝置土壤上方放置1層濾紙，以免加水沖坑；加水后及時倒掉下杯收集的水分，所有處理加水后靜置24 h開始試驗.

圖1 試驗裝置示意圖Fig.1 Schematic diagram of test device

1.3 測定程序

固定每個處理中最后3組裝置稱重，按照先密后疏的原則，根據(jù)前后2次質(zhì)量差值及時間，分別確定累積蒸發(fā)量和土壤蒸發(fā)強度；通過藥匙破壞性分層(0～1，1～2，2～4，4～5和5～6 cm)取樣測定土壤含水率和電導率(含鹽量).土壤含水率通過烘干法測定，電導率值由電導率儀(DDS-307A，上海雷磁)測定.具體測定流程可參照孫池濤等[13]方法.

1.4 數(shù)據(jù)處理

通過Excel錄入數(shù)據(jù)并進行數(shù)據(jù)初步分析，通過Excel和Surfer完成作圖.土壤蒸發(fā)強度由階段土壤蒸發(fā)量與時間的比值確定，土壤累積蒸發(fā)量由各階段蒸發(fā)量累計求和確定，土壤剖面平均含水率、電導率均通過加權平均法獲取.

2 試驗結果與分析

2.1 土壤鹽分變化對土壤水分影響

2.1.1 對表層0～1 cm土壤質(zhì)量含水率的影響

圖2為不同含鹽量處理表層0～1 cm土壤體積含水率θ隨時間t的變化.由圖可見，各處理表層0～1 cm 土壤含水率隨時間延長均呈降低趨勢；同一時刻各處理表層含水率隨含鹽量增加呈上升趨勢.試驗結束時，處理T1—T6的土壤表層含水率比試驗初期依次降低了95.8%，95.2%，94.7%，91.0%，87.0%和80.0%；處理T2—T6比T1表層平均含水率分別增加了1.3%，5.0%，13.6%，16.3%和22.8%.

圖2 不同含鹽量處理表層0～1 cm土壤含水率變化Fig.2 Variation of soil moisture content in 0-1 cm surface layer with different salt content treatments

表1為不同含鹽量處理表層土壤含水率與時間的統(tǒng)計關系擬合結果.由表可見，0～18 d 內(nèi)，各處理表層含水率隨時間延長呈線性下降趨勢，下降趨勢迅速且下降速率按處理排序由大到小為T1，T2，T3，T4，T6，T5；18～54 d內(nèi)，各處理表層含水率隨時間延長呈線性下降趨勢，下降趨勢緩慢且下降速率按處理排序由小到大為T1，T2，T6，T3，T5，T4.整個試驗期間，各處理表層含水率隨時間延長呈對數(shù)型遞減趨勢，且降低幅度隨含鹽量增加而逐漸降低，說明土壤含鹽量增加減少了水分蒸發(fā)，提高了最終土壤含水率.

表1 不同含鹽量處理表層含水率與時間之間的擬合關系表Tab.1 Relationship between surface water content and time of different salt content treatments

2.1.2 對土壤剖面含水率的影響

試驗期間各處理土壤剖面含水率變化如圖3所示，圖中物理量為深度h、蒸發(fā)歷時t.由圖可見，各處理土壤剖面含水率隨時間延長整體呈降低趨勢，且同一時刻隨著土壤含鹽量增加，土壤剖面平均含水率總體呈增高趨勢.根據(jù)各個時間段的土壤含水率變化情況，試驗前期各處理土壤含水率剖面分布比較均勻；試驗后期各處理土壤含水率剖面分布均呈自上而下逐漸遞增的趨勢，且隨著含鹽量增加，土壤剖面平均含水率逐漸增高.

圖3 土壤剖面含水率變化過程Fig.3 Changes process of soil water content distribution across profile

試驗結束時，處理T1—T6的土壤含水率分別為2.10%，2.52%，2.76%，4.54%，6.21%和9.09%；各處理剖面平均含水率較試驗開始時依次降低了94.8%，93.6%，92.9%，88.3%，83.2%和75.3%，且處理T1—T6表層0～2 cm土壤含水率比土層3～6 cm低了8.3%～30.5%.0～18 d 內(nèi)，處理T1—T6剖面平均含水率下降速率分別為每天3.8%，3.7%，3.4%，3.1%，2.9%和2.7%，這一階段內(nèi)土壤含水率變化波動較大，變化速率較快；18 d以后，處理T1—T6剖面平均含水率下降速率分別為每天2.3%，2.2%，2.3%，2.0%，1.8%和1.5%，可見含水率的變化波動趨于穩(wěn)定.試驗期間，處理T1—T6剖面平均含水率分別為19.77%，19.85%，20.45%，22.14%，22.26%和23.66%.

2.2 土壤鹽分變化對土壤鹽分的影響

2.2.1 對表層0～1 cm 土壤電導率的影響

圖4為各處理表層0～1 cm土層土壤電導率EC變化.由圖可見各處理表層0～1 cm 土壤電導率隨時間延長呈增加趨勢.試驗結束時，處理T1—T6表層電導率較試驗開始時分別增加了135%～330%.此外，由圖還可見0～18 d 內(nèi)，處理T1—T6表層0～1 cm 土壤電導率增加迅速，分別增加了64%～186%，這個階段的土壤表層電導率變化波動較大，鹽分運移速率較快；18 d 之后，處理T1—T6表層0～1 cm土壤電導率增加緩慢，增加了50%～64%，這個階段的表層電導率變化趨于穩(wěn)定.

圖4 不同含鹽量處理表層0～1 cm 土壤電導率變化Fig.4 Soil conductivity variation of 0-1 cm surface layer with different salt content treatments

試驗結束時，處理T2—T6的表層平均電導率比T1分別高了61%，213%，380%，465%和560%.可見隨著土壤含鹽量增加，鹽分在土壤表層的積聚程度越嚴重.

2.2.2 對土壤剖面電導率的影響

試驗期間各處理土壤剖面電導率變化如圖5所示.由圖可見，各處理表層土壤電導率隨時間延長而迅速增加，土壤剖面電導率分布均呈自表層向深層逐漸降低的趨勢.試驗開始時，土壤鹽分剖面分布均勻.試驗結束時，處理T1—T6表層0～2 cm 土壤電導率較試驗開始時分別增加了89%～153%；處理T2—T6表層0～2 cm 土壤電導率較T1分別增大了73%，168%，329%，349%和517%.此外，試驗結束時，處理T2—T6比T1的剖面平均電導率分別高了44%，132%，262%，346%，583%，且處理T1—T6表層0～2 cm 土壤電導率比土層3～6 cm 高了82%～196%.可見，土壤鹽分含量越高，蒸發(fā)結束后土壤表層與深層之間電導率差異越大.

圖5 土壤剖面電導率變化Fig.5 Changes of soil electrical conductivity distribution across soil profile

2.3 土壤蒸發(fā)對土壤鹽分變化的響應特征

2.3.1 蒸發(fā)強度對土壤鹽分變化的響應特征

試驗期間各處理蒸發(fā)強度E隨時間的變化如圖6所示.由圖可見，試驗期間各處理蒸發(fā)強度隨時間延長總體呈逐漸降低趨勢.

圖6 土壤蒸發(fā)強度變化過程Fig.6 Soil evaporation intensity variation time under different treatments

0～18 d，各處理蒸發(fā)強度相對較高，處理T1—T6的平均蒸發(fā)強度分別為8.6×10-4，8.3×10-4，7.3×10-4，6.6×10-4，5.9×10-4和5.5×10-4mm/d；18～54 d，各處理平均蒸發(fā)強度較0～18 d平均蒸發(fā)強度顯著降低，處理T1—T6平均蒸發(fā)強度分別為9.0×10-5，1.1×10-4，1.4×10-4，1.5×10-4，1.5×10-4和1.3×10-4mm/d.試驗期間，處理T1—T6的平均蒸發(fā)強度為3.5×10-4，3.5×10-4，3.4×10-4，3.2×10-4，3.0×10-4和2.7×10-4mm/d.綜上可知，蒸發(fā)前期(0～18 d)，各處理土壤平均蒸發(fā)強度隨土壤含鹽量增加而降低；蒸發(fā)后期(18～54 d)，各處理土壤平均蒸發(fā)強度隨土壤含鹽量增加而增加；整個試驗期間(0～54 d)，各處理土壤平均蒸發(fā)強度隨土壤含鹽量增加呈降低趨勢.

2.3.2 累積蒸發(fā)量對土壤鹽分變化的響應特征

試驗期間各處理累積蒸發(fā)量ET隨時間延長的變化如圖7所示.

圖7 土壤累積蒸發(fā)量變化過程Fig.7 Cumulative soil evaporation variation time under different treatments

由圖7可見，0～18 d，各處理累積蒸發(fā)量迅速增長，處理T1—T6的累積蒸發(fā)量分別為21.18，20.53，17.97，16.39，14.71和13.71 mm.18～54 d，各處理累積蒸發(fā)量較蒸發(fā)前期顯著降低，處理T1—T6的累積蒸發(fā)量分別為4.95，5.67，7.53，7.87，7.79和6.87 mm.試驗結束時，處理T1—T6的累積蒸發(fā)量分別為26.13，26.20，25.50，24.26，22.50和20.58 mm，可以看出土壤含鹽量低的處理T1累積蒸發(fā)量最高，其次為T2—T6.說明土壤累積蒸發(fā)量隨含鹽量增加呈降低趨勢，且處理T1在蒸發(fā)前期累積蒸發(fā)量最大，蒸發(fā)后期累積蒸發(fā)量最小.

3 討 論

3.1 土壤鹽分含量對土壤水分運移的影響

土壤水分運動不僅影響土壤墑情和作物生長所需養(yǎng)分的供應，還影響著土壤鹽分的積累與分布.文中研究的處理T2—T6的平均土壤含水率均比T1高，且隨著土壤含鹽量增加，表層含水率和剖面平均含水率均呈增加趨勢，這可能是隨著土壤鹽分升高，土壤溶質(zhì)勢增強，影響了水分運移[14]；此外，隨著土壤含鹽量增加，土壤水黏滯系數(shù)增加，水分在土壤孔隙中的運移以及地表蒸發(fā)也會受到影響，這與李新舉等[9]研究結果基本一致.試驗期間各處理表層含水率均呈對數(shù)函數(shù)降低趨勢，且0～18 d內(nèi)各處理的下降趨勢遠大于18 d以后各處理的下降趨勢.原因是0～18 d內(nèi)各處理土壤含水率相對較高，毛管中大部分水分可用于土壤蒸發(fā)，土壤含水率降低幅度較大；18 d以后各處理含水率較低，毛管水逐漸斷裂，僅有部分毛管水用于土壤蒸發(fā)，土壤含水率降低幅度越小.此外，土壤含鹽量越高，鹽分對水的束縛作用越強，也在一定程度上減少了水分消耗.

3.2 土壤鹽分含量對土壤鹽分運移的影響

土壤含鹽量的增加加快了土壤的積鹽過程.文中研究表明，隨著土壤含鹽量增加，表層積鹽量呈增長趨勢，這主要是土壤中可溶性鹽隨水分蒸發(fā)而逐漸在表層積聚，并與地表土壤顆粒結晶膠結形成沉淀[15].試驗期間各處理表層0～1 cm土壤含水率持續(xù)降低，土壤電導率持續(xù)增加，且0～18 d內(nèi)各處理表層電導率增加迅速，18 d 以后增加趨勢緩慢，這可能是0～18 d 內(nèi)鹽分主要通過毛管水運移，18 d 以后土壤毛管水斷裂，水對鹽分的運移能力降低所致[9].試驗結束時，土壤含鹽量越高，土壤剖面表層與深層之間鹽分含量差異越大，原因可能是土壤中的鹽分含量越高，蒸發(fā)過程中隨水分向表層遷移的鹽分含量就越多，表層積鹽也越嚴重[7].

3.3 土壤鹽分含量對土壤蒸發(fā)的影響

文中研究表明，處理T2—T6的0～18 d內(nèi)的平均蒸發(fā)強度均低于T1的，且隨土壤含鹽量增加，蒸發(fā)強度逐漸降低.這可能是土壤含鹽量越高，土壤表層積鹽越嚴重，鹽分在地表積聚，一方面增加了土壤溶質(zhì)勢，提高了土壤顆粒對水的束縛能力[14]，另一方面鹽分顆粒堵塞了部分土壤孔隙，減少了土壤水汽傳輸通道[16]，抑制了土壤蒸發(fā).18～54 d內(nèi)，盡管土壤蒸發(fā)強度仍隨含鹽量增加而降低，但不同含鹽量土壤蒸發(fā)強度差別逐漸減小，原因可能是此階段各處理土壤含水率相對較低，蒸發(fā)強度主要受土壤供水能力限制.此外，0～18 d內(nèi)處理T1的累積蒸發(fā)量高于其他處理，而18～54 d內(nèi)處理T1的累積蒸發(fā)量逐漸低于其他處理，且各處理在0～18 d內(nèi)的累積蒸發(fā)量高于18～54 d內(nèi)的累積蒸發(fā)量.這可能是蒸發(fā)前期供水能力較強，蒸發(fā)后期供水能力弱，盡管鹽分可影響蒸發(fā)強度，但其影響程度弱于土壤供水能力[14].可見，鹽分對土壤蒸發(fā)的影響在供水能力充足時更為明顯，當土壤供水能力不足時，鹽分對蒸發(fā)強度的影響不明顯，這與李新舉等[9]研究基本一致.

4 結 論

1) 蒸發(fā)過程中，表層土壤含水率和電導率均隨土壤含鹽量增加呈增加趨勢：蒸發(fā)結束時，處理T2—T6比T1的0～1 cm表層平均含水率分別增加了1.3%～22.8%，且表層含水率的降低幅度隨著含鹽量增加呈對數(shù)型逐漸減?。惶幚鞹2—T6比T1的0～1 cm表層電導率分別增加了61%～560%，且蒸發(fā)前期表層電導率增加幅度明顯高于蒸發(fā)后期.

2) 土壤含鹽量對土壤剖面含水率及電導率分布影響差異具有統(tǒng)計學意義.蒸發(fā)結束時，處理T1—T6表層0～2 cm土壤含水率比對應的土層3～6 cm低了8.3%～30.5%，隨著土壤含鹽量增加，土壤剖面平均含水率逐漸增加；0～2 cm土壤電導率比對應的3～6 cm高了82%～196%，且隨著土壤含鹽量增加，鹽分對土壤剖面鹽分分布的影響逐漸增強，表層與深層土壤含鹽量差異逐漸增大.

3) 蒸發(fā)過程中，土壤平均蒸發(fā)強度和累積蒸發(fā)量隨土壤含鹽量增加呈降低趨勢，且蒸發(fā)前期各處理土壤平均蒸發(fā)強度及累積蒸發(fā)量均高于蒸發(fā)后期，土壤含鹽量對土壤蒸發(fā)的抑制作用主要在蒸發(fā)前期.