田塊尺度下凍融前后土壤剖面鹽分空間變異性研究

李寶富 ，熊黑鋼 ，龍 桃 ，張建兵

(1.新疆大學資源與環境科學學院，烏魯木齊830046;2.北京聯合大學應用文理學院，北京100083;3.新疆綠洲生態重點實驗室，烏魯木齊830046)

土壤凍融過程中，土壤鹽分在垂直剖面上的動態變化規律復雜多樣。而且其造成的鹽堿化對作物的危害十分嚴重[1-2]。因此，引起國內外眾多學者的廣泛關注。國外對土壤凍融的研究多側重于融雪水的入滲[3-6]，而國內的起步則較晚。20世紀80年代以來，許多研究者在凍融條件下水鹽運移規律、凍融土壤特征曲線、地下水埋深和地表不同覆蓋對季節性凍融土壤入滲規律的影響、凍融期氣溫與土壤水鹽運移特征以及水-熱-鹽耦合及預測模型等方面做了較多研究[7-16]。20世紀70年代以來，土壤特性的空間變異或其它農田特征變異定量化研究一直是關注的熱點[17]。多數學者著重討論了土壤物理性質、土壤水分和鹽分在非凍融期的空間變化問題，均取得一定的成果[18-20]。目前，對凍融期土壤含鹽量的空間變異研究，特別是結合秋澆，討論鹽分在凍融季節的變化規律、脫鹽、積鹽狀況等方面尚需深入研究。

本文通過對比研究凍融前(秋灌前)、后土壤鹽分的空間變異性及其變化特征，可為合理灌溉、防止次生鹽漬化及土地資源的利用管理提供科學依據。

1 研究區概況

新疆奇臺縣位于天山北麓，準噶爾盆地東南緣，地處東經 89°13′-91°22′，北緯 43°25′-49°29′，全縣面積1.93萬km2，其中山地、丘陵占31.4%，平原占15.04%，沙漠、戈壁占53.56%。農區年平均氣溫為4.7℃，7月極端最高氣溫43℃，1月極端氣溫為-42.6℃。年平均降水量為176 mm，蒸發潛力2 141 mm，無霜期平均156 d，年日照時數2 840～3 230 h。夏季炎熱，冬季寒冷，四季分明，屬于中溫帶大陸性干旱氣候。

研究區位于古爾班通古特沙漠邊緣的奇臺縣一中萬木春林場。這里處于綠洲與沙漠交錯地帶，土壤鹽漬化嚴重，土壤pH值較高(＞8.0)，堿性較強。土壤質地為砂土。耕層有機質平均含量29 g/kg，全氮含量1.4 g/kg，全磷含量1.1 g/kg。目前非灌溉期地下水位一般在1.1～4.0 m。地下水平均礦化度為2.2 g/L，pH 值為7～8。植物群落結構簡單，覆蓋度不高，以梭梭(Haloxylon ammodendron)、紅柳(Tamari x chinensis Lour)、苦豆子(Sophora alopecuroides)、芨芨草(Achnatherum splendens)、花花柴(Karelinia caspica)、豬毛菜(Salsola collina)等旱生耐鹽植物為主。

2 材料與方法

2008年9月26日(凍融前)，在農田選擇6 m×80 m的試驗區，以2 m×10 m為間距，用土鉆法采集36個土壤剖面，并對打鉆點位進行準確標記。每一剖面以 20 cm 為一層，分別在 0-20，20-40，40-60，60-80，80-100 cm 五個層次取樣。9月 27日，對試驗區進行了秋灌，灌水量為264 m3，即 5 500 m3/hm2。這是為了模擬新疆農田常用的灌溉方法——大水漫灌，以便使研究結果更符合實際。2009年4月10日(凍融后)，分別在原有標記點附近進行取樣，采樣方法同凍融前。兩次取樣共采集360個樣品。采集的土樣在實驗室內自然風干、分散、過1 mm篩。將制備好的土壤樣品以1∶5土水比制備成浸提液，用殘渣烘干法測定可溶性總鹽含量。

本文試驗數據主要運用地統計學方法進行統計分析。并通過狄克松(Dixson)法，P=0.01水平下的異常值檢驗。繪圖及分析主要在Surfer 8.0和GS+V7等軟件上進行。

地統計學是研究區域化變量空間分布結構特征規律的有效手段，它的基本工具——變異函數可以反映和刻畫區域化變量的許多性質[21]。理論變異函數的模型有3個重要的參數，其中塊金常數Co的大小可反映區域化變量隨機性大小;基臺值Co+C可以反映變量變化幅度或系統的總變異程度;變程a表明變量自相關變化的尺度。塊金值與基臺值之比Co/(Co+C)表示由隨機因素引起的空間變異占系統總變異的比例，可反映變量的空間相關程度。當比例小于25%，說明變量具有強烈的空間自相關性;25%～75%之間，變量具有中等的空間相關性，大于75%時，變量空間相關性很弱[18]。

一般對變異系數Cv值的評估如下:當Cv≤0.1時，稱弱變異性;當0.1＜Cv≤1.0時，稱中等變異性;當Cv＞1.0時，呈強變異性[22]。

3 結果與分析

3.1 凍融前、后剖面土壤鹽分統計特征

凍融前，0-40 cm深度土壤鹽分服從對數正態分布，而40 cm以下各層及剖面平均土壤含鹽量均服從正態分布(表1)，表明所測數據均滿足地統計學分析的要求。土壤含鹽量以表層(0-20 cm)最低，60-80 cm深度最高。除80-100 cm深度外，其它各層鹽分含量均隨土層深度的增加而逐漸增大。這主要是因為農田經多年耕作、多次灌溉，表層脫鹽效果最好。

各層及剖面平均土壤含鹽量的變異系數較大，介于0.37～0.83之間，均屬中等變異性。另外，0-40 cm深度的土壤鹽分的變異系數明顯高于40 cm深度以下，表明前者的變異性高于后者。

凍融后，各層及剖面平均土壤含鹽量的分布類型未變(表1)。表層(0-20 cm)土壤含鹽量由最低(凍融前)轉為最高，表明凍融過程中，鹽分的表聚現象明顯。而其它各層及剖面平均土壤含鹽量均呈減少趨勢，說明秋灌洗鹽效果顯著。

各層及剖面平均土壤含鹽量的變異性未發生變化，但變異系數均增大(除40-60 cm深度外)。體現了凍融季節土壤鹽分的再分配加大了鹽分的變異程度。另外，40 cm深度以下的土壤含鹽量仍低于40 cm深度以上。

表1 土壤鹽分的統計特征值

3.2 凍融前、后土壤鹽分的變化特征

凍融后，剖面平均土壤含鹽量減少量為0.012%(表1)，減少率達8.16%。表明秋季大水漫灌對于土壤春季返鹽有明顯的抑制效果。

凍融前后，各層土壤含鹽量的變化各不相同(圖1)。凍融后，表層(0-20 cm)土壤含鹽量增加0.033%，積鹽率達30.0%。而20 cm以下各層土壤積鹽率均為負值。表明春季土壤返鹽以表層(0-20 cm)最為強烈。另外，60 cm深度以上各層土壤含鹽量減少率明顯低于60 cm深度以下。其中，60-80 cm深度的土壤含鹽量(0.141%)最高，而其減少率也最大，為20.79%(圖1)。一方面可推知，返鹽現象主要發生在60 cm以上;另一方面表明，秋季灌溉的洗鹽效果顯著，洗鹽深度大于100 cm。

圖1 凍融前、后各層土壤含鹽量及其變化率

3.3 凍融前、后土壤含鹽量的空間變異特征

3.3.1 剖面平均土壤含鹽量的空間變異性 凍融前后，剖面平均土壤含鹽量的理論模型均為高斯模型(表2)。其Co/(Co+C)值小于25%，表明具有強烈的空間自相關性。土壤含鹽量的變程變化(0.21)較小。說明其自相關距變化不大。

分維數D的大小，表示變異函數曲線的曲率，D=(4-m)/2，式中，m為變異函數λ(h)和抽樣間距h雙對數線性回歸的斜率，D隨著變異函數對數曲線斜率的增加而減少，斜率越陡(m越大)，D越小，格局變異的空間依賴性越強，反之，由隨機因素引起的異質性占有較大的比重[19]。凍融后，剖面平均含鹽量的分維數均略有減小(0.02)，但凍融前后的分維數均大于1.90，一方面說明隨機因素的影響作用稍減，因為凍融前，受人類活動(如灌溉、耕作及管理方式等)和植被等因素的影響較大;另一方面表明其空間分布由隨機因素引起的空間異質性較大。

3.3.2 剖面各層土壤含鹽量的空間變異性 凍融前，剖面上部(60 cm以上)土壤含鹽量(除0-20 cm外)主要為指數模型，而剖面下部(60-100 cm)為高斯模型。20-40 cm土壤含鹽量具有中等空間自相關性，而其它各層土壤含鹽量均具有強烈的空間自相關性。各層土壤含鹽量的變程不大，介于2.13～12.14 m之間。但60 cm深度以上(＞5.2 m)土壤含鹽量的變程明顯大于60 cm深度以下(＜2.6 m)，一是因為剖面下部土壤內部結構的變化較為復雜多樣，二是人類灌溉、耕種等活動對剖面上部的影響強度大于下部，從一定程度上削弱了土壤鹽分分布的變異性。

0-40 cm深度的土壤含鹽量的分維數(≤1.87)明顯小于40 cm深度以下(≥1.94)。其中，以20-40 cm深度土壤含鹽量的分維數(1.82)最小，60-80 cm深度的分維數(1.98)最大。反映出剖面上部由隨機性因素引起的空間異質性大于下部。

以上結果顯示，土壤含鹽量的變程與分維數的大小呈現相反的變化態勢。土壤內部結構越復雜，土壤含鹽量的空間自相關距就越小，而其分維數就越大。

凍融后，剖面上部(0-80 cm)土壤含鹽量均變為高斯模型，而底部(80-100 cm)轉為球狀模型。土壤含鹽量的中等空間自相關性由20-40 cm擴大至0-40 cm。而其它各層的土壤含鹽量仍具有強烈的空間自相關性。40 cm深度以上的土壤含鹽量的變程明顯增加，其中以表層(0-20 cm)最為顯著，近為凍融前的6倍，而40 cm深度以下變化較小。而且剖面上部(0-40 cm)的土壤含鹽量的變程明顯大于下部(40-100 cm)，前者為后者的7～20倍。一方面由于凍融季節人類停止干擾活動(如灌溉、耕作等管理方式)，剖面上部受到人類活動等各種隨機性因素的影響減弱程度高;另一方面因為凍融后積雪融水在入滲而帶動鹽分運移的過程中，削弱了剖面上部土壤鹽分分布的差異性，對剖面下部的影響較小;而剖面下部隨機性因素的作用強度變化相對較小，且土壤內部結構性因素的變化也不大，故其變程變化較小。

各層(除80-100 cm外)土壤含鹽量的分維數均有所減小，但減小幅度(介于0～0.02之間)不大，表明隨機性因素的影響強度稍減。

表2 土壤含鹽量的理論半方差函數模型及其參數

3.4 凍融前、后土壤含鹽量的空間分布特征

利用克里格法對凍融前、后土壤剖面各層含鹽量進行插值，得到其二維空間分布圖。各層土壤含鹽量的等值線圖直觀地反映了其空間分布格局及其差異性(圖2)。

凍融前，土壤鹽分的等值線的密集和復雜程度由大到小依次為:20-40 cm＞0-20 cm＞40-60 cm＞60-80 cm＞80-100 cm?；倦S著土層深度的增加(20-40 cm除外)，鹽分空間分布的復雜性逐漸減弱。其中，20-40 cm深度的土壤鹽分的空間分布最為復雜，等值線密集且出現多個封閉小圓，表明鹽分的分布隨機性高，出現的極值點多，且相互之間存在較大差異，從而導致其密集的等值線，這也體現了其高空間變異性(變異系數為0.83)。這可能是由于作物根系在此層對土壤鹽分的吸收、吸附等重要作用，致使其空間分布變化多端。表層(0-20 cm)土壤鹽分的等值線圖較20-40 cm深度稀疏，但比40 cm深度以下各層密集。其中，以底層(80-100 cm)等值線最為疏散。原因是剖面上部(40 cm深度以上)人類耕作活動、氣候條件等隨機性因素對鹽分分布的影響強度較大，而剖面下部(40 cm深度以下)土壤內部結構起主導作用。另外，表層在坐標值(0-30 dm，30-60 m)范圍內的等值線分布最為密集，且含鹽量較高，這可能與微地形有關，因為此坐標范圍內的區域高于其它區域(最大高度差約為10 cm)。在坐標值(0-60 dm，0-20 m)范圍內，40 cm深度以上土壤含鹽量明顯小于其它區域。原因是此區域靠近灌溉入水口，農田進行多次灌溉的水量大，洗鹽效果好。同時，也進一步反映出人類的土地經營管理方式對土壤鹽分空間分布的影響。

圖2 凍融前后土壤含鹽量(%)空間分布及等值線圖

凍融后，0-20 cm和20-40 cm深度的土壤鹽分在坐標值(0-60 dm，20-80 m)范圍內等值線的密集程度明顯增大，而在坐標值(0-60 dm，0-20 m)范圍內卻減小。一方面說明當土壤含鹽量較高時，凍融季節雖然人類干擾活動減弱，但其它外界氣候條件等隨機性因素增強，致使剖面上部鹽分的空間分布更為復雜;另一方面表明當土壤含鹽量較低時，凍融過程卻使其分布差異性減小。但在40 cm深度以下，各層土壤含鹽量的等值線的密集和復雜程度減弱。一是因為凍融季節剖面下部沒有人類灌溉等活動的影響;二是由于外界氣候等因子對其影響強度較弱。

4 結論

(1)凍融前，剖面上部(40 cm深度以上)土壤含鹽量服從對數正態分布，而下部(40 cm深度以下)及剖面平均土壤鹽分均服從正態分布。由于多次灌溉洗鹽效應，各層(80-100 cm深度除外)土壤含鹽量與土層深度成正比。各層土壤含鹽量均屬中等變異性，且剖面上部的變異性顯著高于下部。凍融后，各層及剖面平均土壤含鹽量的分布類型及變異性未變，但變異系數增大(40-60 cm除外)。

(2)秋灌洗鹽效果顯著，剖面平均土壤含鹽量的減少率為8.16%。洗鹽深度超過100 cm。春季返鹽現象明顯，主要發生在0-60 cm深度。其中，以表層(0-20 cm)積鹽現象最為嚴重，積鹽率達30.0%。

(3)凍融前，土壤含鹽量的理論模型由剖面上部的球狀和指數模型轉為下部的高斯模型。凍融后，剖面中上部土壤含鹽量均變為高斯模型，底部轉為球狀模型。而剖面平均土壤含鹽量的理論模型(高斯模型)保持不變。土壤含鹽量具有中等空間自相關性的層由20-40 cm擴大為0-40 cm。而其它各層及剖面平均土壤含鹽量的空間自相關性(強烈)未變。剖面上部(40 cm深度以上)土壤含鹽量的變程顯著增大，而下部變化不大。另外，剖面平均及各層土壤含鹽量的分維數稍減，但減小幅度(介于0～0.02之間)不大。

(4)凍融前，土壤鹽分空間分布的復雜性(20-40 cm除外)與土層深度成反比。原因是剖面上部土壤鹽分主要受人類活動(如耕作、灌溉方式等)、氣候及微地形等隨機性因素的影響，而下部主控于土壤內部結構。凍融后，剖面上部鹽分較高區域(0-60 dm，20-80 m)土壤含鹽量的等值線的密集及復雜程度增大，而鹽分較低區域(0-60 dm，0-20 m)及剖面下部均減小。

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