艾比湖濕地不同厚度鹽結皮與土壤物理性質的相互關系及其影響因素*

劉濤濤，王勇輝，阿迪拉·阿布力米提

新疆師范大學地理科學與旅游學院/干旱區湖泊環境與資源重點實驗室，新疆烏魯木齊 830054

土壤鹽結皮（SSC，soil salt crust）是土壤中水分蒸發使土壤鹽分表聚的現象，大量土壤鹽分膠結于土壤表層，一般呈殼狀且硬度較大［1-2］，廣泛分布在我國中西部地區。由于自然鹽結皮形態多樣在成長期、成熟期和消亡期3 個階段相互轉換［3］，致使不同階段鹽結皮覆蓋下的土壤孔隙度［4］、容重、含水量和粒度［5］組成有所差異，土壤特性差異又會引起鹽結皮厚度發生變化［6］，因此兩者之間相互作用相互影響。部分學者認為鹽結皮會抑制土壤水分蒸發，使土壤保水能力增強，并得出鹽結皮厚度與土壤養分呈反向的規律［7-9］。而Marsha 等［10］的研究表明鹽結皮會加快熱量傳輸，致使土壤水分蒸發速率提高，保水性下降。Xu 等［11］和Fujimaki 等［12］通過研究鹽結皮覆蓋下不同土壤特性得出，鹽結皮覆蓋下的土壤含水量和飽和含水量相對高。夏倩柔等［13］研究表明土壤鹽結皮厚度增加會使土壤顆粒膨脹和分散，土壤容重減少引起孔隙度增大，從而導致土壤飽和含水率和土壤含水量的增加。余世鵬等［14］研究表明土壤中水分主要以毛管水的形式向地表移動，土壤中的鹽分會隨著水分的運移而不斷在土壤表層積累，形成鹽漬土進一步發展形成結皮。季泉毅等［15］研究表明黏阻礙土壤的水鹽運移，具有良好的保水和隔鹽能力， 尤其對表土積鹽的抑制效果顯著，抑鹽效果隨粘土層厚度增加而提升。鄒桂梅等［16］研究表明土壤容重和粒度對鹽結皮的影響主要通過土壤孔隙，若土壤容重增大則會減少土壤中的孔隙，降低土壤用于傳導水分的大孔隙和毛管孔隙的數量，影響土壤水鹽的下滲及鹽結皮的形成。李生宇等［17］的研究表明粒度、容重、海拔、成土母質及土壤其他特性會影響鹽結皮厚度。牛寶茹［18］通過對塔河地區的研究表明降水量、蒸發量均較大的區域，土壤表層中的總鹽含量較高，致使鹽結皮相對較厚。Zheng 等［19］和Finstad 等［20］均認為土壤物理特性會影響鹽結皮厚度變化。大部分學者對土壤鹽結皮的研究主要集中在極端干旱的沙漠地區［21-23］，而對干旱區濕地內鹽結皮研究較少。艾比湖作為干旱區鹽湖濕地的代表且區域內鹽結皮廣布，因此深入探究該區域土壤物理特性與鹽結皮之間的相互關系和影響顯得尤為重要。

艾比湖濕地是國家級自然保護區，也是干旱區濕地生態系統的典型代表，由于受土壤鹽化、沙化的影響，致使土壤退化嚴重且鹽結皮分布較廣［24-25］。目前，關于艾比湖濕地的研究主要集中于土壤表層理化特性變化［26-28］，以及植被對該區域內土壤水鹽變化的影響［29-30］。隨著對艾比湖濕地研究的逐漸深入，對該區域的研究逐漸向沿河［31-33］（博爾塔拉河、精河）區域擴展，大多數研究主要以分析其土壤理化特性為主。因此本文以艾比湖濕地內鹽結皮作用下土壤為研究對象，探討鹽結皮對其下土壤物理特性的影響和相關性分析。以期為艾比湖濕地內鹽結皮下土壤特性研究提供數據基礎，也為其他地區土壤鹽結皮研究提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 區域概況

艾比湖濕地（44°30′～45°09′N，82°33′～83°53′E）地處西北內陸區，是我國干旱區內最大的咸水湖，湖水含鹽量較高導致周圍土壤鹽漬化嚴重，并逐漸形成殼狀鹽結皮［24，26，31］。該區域屬于溫帶大陸性氣候降水稀少、蒸發量較大，多大風和沙塵天氣，年平均氣溫6～8 ℃，多年降水量104.5 mm，蒸發量高達1 300 mm，對鹽結皮形成產生一定促進作用。西北部阿拉山口為大風口區，最高風速高達55 m/s，大風日數超過150 d，由阿拉山口從西北—東南吹過艾比湖面，導致阿拉山口區、艾比湖北部區和艾比湖南部區的氣候、土壤特性和鹽結皮厚度具有一定差異性。因此本文以艾比湖濕地為研究區，將其分為阿拉山口區（A區）、艾比湖北部區（B 區）和艾比湖南部區（C區）（見圖1）。A 區鹽結皮處于衰退期，該區長期受風蝕影響稀少，土壤以粒度較大的砂土為主；B區鹽結皮處于生長期，該區靠近湖面，氣團雖未通過湖面但隨著距離風口逐漸增加，受其影響逐漸降低，靠近湖面有干涸湖床，區域內土壤灰棕漠土和黏土較多；C區鹽結皮處于成熟期，氣團經過艾比湖面將濕潤氣團帶入該區，使區域內土壤大多以細砂、黏土為主。

圖1 研究區域概況圖Fig.1 The sketch of the study region

1.2 研究方法

1）土壤樣品采集與測定，2019 年6 月對艾比湖濕地進行野外調查，依據鹽結皮厚度、植被類型、土壤類型等要素綜合考察結果。采用分塊采樣法，在保護區內選取了30 個有具有代表性的鹽結皮土壤樣方，每個樣方10 m×10 m，每個樣方相距4 km，在樣方內選取5 個樣點的3 層土壤（0～20、20～40 和40～60 cm），每層土壤取5 樣點平均值。記錄鹽結皮厚度和周圍環境情況，并且在每個鹽結皮樣方附近100 m 選取無鹽結皮土壤為對比樣。

2）用環刀取樣，選取樣點后記錄周圍植被狀況、海拔、經緯度和土壤質地等要素，用游標卡尺測量鹽結皮厚度，挖取0～20、20～40 和40～60 cm 剖面，用體積為100 cm3的環刀裝取土壤樣品，在每個剖面選取3 個平行樣，為減少誤差先稱重，分不同深度裝入塑封袋內。將每個剖面的剩余土壤用土鉆取出后均勻混合，裝入塑封袋帶回實驗室。衰退期鹽結皮下土壤類型以砂土為主，梭梭（Haloxylon ammodendron）為主要植被，生長期鹽結皮下土壤類型以灰棕漠土和黏土為主，鹽角草（Salicornia europaea）和鹽節木（Halocnemum strobilaceum）為主要植被，成熟期鹽結皮下土壤類型以黏土和砂土為主，蘆葦（Phragmites australis）和鹽節木為主要植被。土樣帶回實驗室后自然風干，將土壤樣品過篩后采用馬爾文激光儀進行粒度測定（為突出研究針對性，主要記錄粒度區間為0.001～0.01、0.01～0.05 和0.05～1.00 mm）；容重采用環刀法進行計算；土壤含水量采用烘干法（105 ℃）測定；孔隙度和持水量采用吸水法進行測定；用Microsoft Excel 2019 進行基礎數據處理，利用Origin 2018 軟件分析各層土壤物理特，最后采用SPSS 22軟件對不同厚度的鹽結皮進行主成分分析。

2 結果與分析

2.1 不同類型鹽結皮下土壤物理特性垂直變化

2.1.1 土壤粒度變化不同類型鹽結皮覆蓋下的土壤粒度組成有所差異。由圖2可知，不同類型鹽結皮下土壤粒度占比不同，且不同深度土壤粒度占比也不相同。其中A 區衰退期鹽結皮的土壤粒度0.05～1.00 mm占比最大（50.1%），并隨深度增加而占比不斷下降。粒度為0.01～0.05 mm 的土壤占比隨深度變化基本保持不變（31.3%～34.9%），而粒度為0.001～0.01 mm 的土壤占比隨深度增加占比呈上升趨勢，因此鹽結皮衰退期內土壤粒度主要為1.00～0.05 mm。這可能由于鹽結皮衰退期位于阿拉山口，常年受大風侵蝕，導致區域內鹽結皮破損，水鹽運移速度快致使土壤粒度較大。B區鹽結皮生長期內土壤粒度以0.001～0.01 mm 為主，0～20 cm 超過40%且隨深度增加比例逐漸上升，40～60 cm 超過50%。粒度為0.05～1.00 mm 的土壤占比最低，在40～60 cm 處僅占14.7%。這可能由于鹽結皮生長期距艾比湖面較近地下水位較高，導致下層土壤黏粒較多。C區鹽結皮成熟期內土壤粒度大多在0.05～1.00 mm（46.5%）之間，整體土壤粒度組成占比由大到小依次為1.00～0.05、0.01～0.001 和0.01～0.05 mm，隨深度增加0.01～0.001 mm 基本不變。這可能由于區域內長期覆蓋鹽結皮，土壤機械組成較為穩定，受外界因素影響小而導致的結果。

圖2 鹽結皮下不同深度土壤顆粒組成Fig.2 The soil particle compositions with depths under soil salt crust

2.1.2 土壤容重變化土壤鹽結皮的覆蓋會導致土壤機械組成發生一定變化，其容重也會發生相應的改變。由圖3可得，土壤容重隨深度增加，呈上升趨勢變化，從小到大依次為0～20、20～40 和40～60 cm。另一方面不同類型鹽結皮下土壤容重有所不同，其中鹽結皮生長期土壤（B區）其土壤容重超過1.66 g/cm3，在40～60 cm 處達到最大值（1.88 g/cm3）。鹽結皮衰退期的土壤（A 區）其土壤容重為1.38 ～1.41 g/cm3。鹽結皮成熟期土壤（C區）其土壤容重為1.68～1.47 g/cm3。因此，研究區內土壤容重由小到大依次表現為鹽結皮生長期、鹽結皮成熟期和鹽結皮衰退期。

圖3 鹽結皮下不同深度土壤容重Fig.3 The soil bulk densities with depths under soil salt crust

2.1.3 土壤孔隙度變化不同類型鹽結皮下土壤孔隙度組成有所不同。由圖4可得，鹽結皮衰退期（A區）0～20 cm的表層土壤總孔隙度超過50%，其中毛管孔隙45.1%，非毛管孔隙度4.9%。20～40和40～60 cm 土壤總孔隙均超過45%。鹽結皮成熟期（C 區）0～20 cm 的土壤總孔隙度達44.9%，其中毛管孔隙度超過40%，非毛管孔隙度低于5%。隨深度增加土壤總孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度逐漸變小。鹽結皮生長期（B區）相對于衰退期和成熟期差異性較大，整體總孔隙度低于35%，非毛管孔隙低于3%，差異性顯著。孔隙度由大到小依次為鹽結皮衰退期、成熟期和生長期。

圖4 鹽結皮下不同深度土壤孔隙度Fig.4 The soil porosities with depths under soil salt crust

土壤含水量是鹽結皮形成的關鍵因素，并且鹽結皮能夠抑制土壤中水分蒸發，因此不同鹽結皮類型內的土壤含水量、飽和含水量和田間持水量有所不同。根據圖5含水量變化可知，飽和含水量、田間持水量隨深度增加呈下降趨勢，而土壤含水量隨深度增加而增加。其中鹽結皮衰退期內（A區）0～20 cm的土壤飽和含水量超過45%，鹽結皮生長期內（B 區）0～20 cm 的土壤飽和含水量小于20%，兩者差距顯著。鹽結皮生長期的土壤含水量明顯高于鹽結皮成熟期和衰退期。20～40 cm的土壤含水量隨深度增加有所上升，飽和含水量和田間持水量隨深度增加持續下降。鹽結皮衰退期、生長期和成熟期的飽和含水量和田間持水量在40～60 cm 處都達到最低值（34.8%和27.4%、11.3%和9.4%、31.3%和25.7%），土壤含水量均達到最高值分別為23.7%、35.3%和27.2 %。飽和含水量和田間持水量由大到小依次表現為鹽結皮衰退期、成熟期和生長期，土壤含水量由大到小依次為生長期、成熟期和衰退期，不同深度飽和含水量和田間持水量由大到小依次為0～20、20～40 和40～60 cm，土壤含水量由大到小依次為40～60、20～40 和0～20 cm，因此飽和含水量和田間持水量變化具有一致性。

圖5 鹽結皮下不同深度土壤水分含量變化Fig.5 The soil moisture contents with depths under soil salt crust

2.2 鹽結皮厚度與不同深度土壤物理性質相關性分析

由表1 可得，結皮厚度與0～20 cm 的土壤總孔隙度、毛管孔隙、非毛管孔隙、飽和含水量和土壤含水量呈正相關，與土壤容重呈負相關。土壤粒度為1.00～0.05 mm 時與鹽結皮厚度相關性極顯著（P＜0.01），土壤粒度為0.01～0.001 mm 時與鹽結皮厚度相關性不顯著（P＞0.05）。土壤毛管孔隙度與鹽結皮厚度極顯著相關（P＜0.01），土壤總孔隙度、飽和含水量、容重和土壤含水量與鹽結皮厚度相關性顯著（P=0.01～0.05），土壤非毛管孔隙度和粒度為0.01～0.001 mm 時與鹽結皮厚度相關性不顯著（P＞0.05）。由表2 可知，土壤深度為20～40 cm 時，土壤總孔隙度、毛管孔隙度、飽和含水量、土壤含水量及土壤不同粒度與鹽結皮厚度成正相關；土壤容重與鹽結皮厚度呈負相關。粒度為1.00～0.05 mm 時與鹽結皮厚度相關性極顯著（P＜0.01），非毛管孔隙度與鹽結皮厚度相關性不顯著（P＞0.05）。土壤總孔隙度、毛管孔隙度飽和土壤含水量與鹽結皮厚度相關性顯著（P=0.01～0.05），土壤容重、非毛管孔隙度和土壤粒度0.01～0.001 mm與鹽結皮厚度相關性不顯著（P＞0.05）。

表1 鹽結皮厚度與土壤物理特性相關性分析（0～20 cm）1）Table 1 Correlation analysis of salt crust thickness and soil physical properties（0-20 cm）

表2 鹽結皮厚度與土壤物理特性相關性分析（20～40 cm）1）Table 2 Correlation analysis of salt crust thickness and soil physical properties（20-40 cm）

由表3 可得，土壤毛管孔隙度和土壤粒度在1.00～0.05 mm 時與鹽結皮厚度相關性極顯著（P＜0.01），而土壤粒度為0.05～0.01 mm 時、土壤含水量、飽和含水量、總孔隙度和非毛管孔隙度與土壤鹽結皮厚度相關性顯著（P＜0.05），土壤容重和粒度在0.01～0.001 mm 之間時與鹽結皮厚度相關性不顯著（P＞0.05），其中土壤容重與鹽結皮厚度呈負相關。

表3 鹽結皮厚度與土壤物理特性相關性分析（40～60 cm）1）Table 3 Correlation analysis of salt crust thickness and soil physical properties（40-60 cm）

綜上所述，表層土壤（0～20 cm）物理特性與鹽結皮厚度相關性最強，隨著深度增加其相關性逐漸下降，其中毛管孔隙度和土壤粒度（1.00～0.05 mm）與鹽結皮厚度呈顯著正相關P＜0.01，土壤容重與鹽結皮厚度呈負相關，土壤容重越大鹽結皮厚度薄，而非毛管孔隙度和土壤粒度（0.01～0.001 mm）與鹽結皮厚度相關性最差。

2.3 鹽結皮厚度變化的影響因素分析

采用主成分分析方法對鹽結皮影響因子進行分析，為增加分析的準確性，將鹽結皮厚度從小到大分為8個區間，通過主成分分析對土壤物理性質的含水量（土壤含水量和田間持水量）、孔隙度（總孔隙度、毛管孔隙度和非毛管孔隙度）、粒度（1.00～0.05，0.05～0.01和0.01～0.001 mm）和容重等9項物理指標進行綜合評價，旨在評價濕地不同厚度鹽結皮下的主要影響因素。通過分析方差貢獻第一主成分的方差貢獻為78.15%，第二主成分15.61%，說明第一主成分和第二主成分能大體反映所有指標情況（表4）。

表4 解釋的總方差Table 4 The total variance of the interpretation

通過土壤物理特性指標的主成分載荷（表5）和各指標的成分的分系數（表6）可得相應主成分分析函數計算公式

表5 因子載荷值1）Table 5 Factor loading matrix

表6 成分得分系數值1）Table 6 The matrix of component score coefficients

F1=0.149X1+0.158X2+0.055X3-0.261X4+0.173X5+0.003X6+0.174X7-0.199X8-0.101X9，

F2=0.01X1-0.016X2+0.205X3+0.327X4-0.054X5

-0.299X6-0.053X7+0.607X8-0.113X9.

通過此函數公式對不同厚度鹽結皮下土壤物理性質進行綜合評分，結果見表7。其中F1得分隨鹽結皮厚度增加而逐漸增加，第一主成分中毛管孔隙度（0.991）、土壤粒度1.00～0.05 mm（0.984）和飽和含水量（0.973）成為鹽結皮厚度的主要影響因子。F2得分隨鹽結皮厚度增加而逐漸在降低，第二主成分中土壤粒度0.01～0.001 mm（0.984）和容重（0.566）成為影響鹽結皮厚度的主要影響因子。因此當鹽結皮厚度越厚時，毛管孔隙度、飽和含水量和土壤粒度1.00～0.05 mm 對其影響因素在越大，而鹽結皮越薄時，土壤容重和土壤粒度0.01～0.001 mm對其影響最大。

表7 鹽結皮厚度區間主成分及排名Table 7 The salt crust thickness of the interval principal component and ranking

3 討 論

土壤孔隙度的大小和分布在一定程度上會決定土壤水分供應以及通氣性，而通氣性會使鹽結皮的厚度和發展產生一定影響。本研究表明土壤總孔隙度，尤其是毛管孔隙度越大鹽結皮厚度越厚，這與孫梅等［34］研究結果一致。對比分析艾比湖北部區與阿拉山口區和艾比湖南部區發現，鹽結皮越厚的區域表層土壤的孔隙度越大，隨深度增加孔隙度逐漸變小。這與Joeckel & Clement［35］研究結果有所不同，這可能由于干旱區內濕地土壤與濱海濕地土壤類型有所差異而導致的結果。土壤含水量主要影響土壤蒸發，“鹽隨水動”干旱區內土壤水分含量越大，其蒸發量就越大。由于艾比湖北部區域靠近湖面，土壤中水分中含鹽量較大，因此導致該區域鹽結皮最厚，這與Tedeschi等［36］和許波等［37］研究結果一致。通過對比3個區域發現，艾比湖北部區土壤含水量和飽和含水量高于艾比湖南部區和阿拉山口區。這可能由于鹽結皮的產生會阻斷土壤蒸發，從而使土壤保水性增強，且深度越大水分越不易蒸發，使下層土壤含水量和飽和含水量越大，與Tedeschi 等［36］和莫志新等［38］研究結果一致。土壤粒度主要分為3 個層次1.00～0.05，0.01～0.05 和0.001～0.01 mm，鹽結皮下土壤粒度以1.00～0.05 mm為主，隨深度增加而略微降低這與Onofiok 等［39］研究結果相似。主要由于鹽結皮本身不斷腐蝕和膠結作用，使其粒度較大的土壤表浮在土壤表層，粒較小的土壤分布在下層，阿拉山口區受大風侵蝕導致土壤粒度偏大，但鹽結皮具有一定抗風蝕性，因此其表土的粒度大多在1.00～0.05 mm 之間，下層土壤受影響小，小粒度土壤逐漸增多。艾比湖北部區靠近湖面，土壤中水分含量較大，而鹽結皮具有一定保水性，導致水分不易蒸發土壤黏土較多因此粒度主要以0.001～0.01 mm 為主這與翟鵬輝等［40］研究結果一致。艾比湖南部區鹽結皮下土壤隨深度增加土壤粒度逐漸減小，但以1.00～0.05 mm 為主。不同粒度會對鹽結皮厚度產生一定影響，本研究表明土壤粒度1.00～0.05 mm 含量越多時鹽結皮越厚，而0.001～0.01 mm 含量越多，其鹽結皮越薄。這與段爭虎等［41］研究結果不同，這可能由于海拔和坡度差異結果，本研究坡度較小且海拔較低，沙坡頭研究區坡度較大且海拔較高，更容易對結皮造成破壞。

鹽結皮厚度在不同環境和區域內有所不同，因此鹽結皮厚度的影響要素很多，本文主要從土壤物理特性出發。主成分分析結果顯示第一主成分（0.78）為毛管孔隙度，第二主成分（0.16）土壤粒度（0.01～0.001 mm）。對比分析表明孔隙度越大土壤結皮越厚，粒度越小鹽結皮越薄，這可能由于土壤中孔隙會越大，土壤的水分和鹽分越容易蒸發在地表，使鹽結皮厚度逐漸增加，而孔隙度越小土壤越緊實，水分和鹽分不易蒸散鹽結皮較薄。土壤中0.01～0.001 mm 的粒度含量越多時，鹽結皮越薄，這與Ahmad 等［42］研究結果一致；黏土中不利于鹽結皮膠結，并且黏土下的土壤幾乎不受表層鹽分影響，主要因為土壤本身不積鹽，因此黏土含量越多鹽結皮越薄。

4 結 論

1） 艾比湖濕地鹽結皮下土壤粒度主要以0.05～1 mm 為主（42.8%）。鹽結皮衰退期和成熟期內的土壤粒度以0.05～1 mm 為主（49.7%/40.8%），鹽結皮生長期土壤粒度以0.01～0.001 mm 為主（45.2%）。隨深度增加0.05～1 mm 含量逐漸減少，0.01～0.001 mm 含量逐漸增多。土壤容重由大到小依次為鹽結皮生長期（1.81 g/cm3）、成熟期（1.58 g/cm3）和衰退期（1.34 g/cm3），隨深度增加土壤容重也有所增大。土壤孔隙度由大到小依次為鹽結皮衰退期、成熟期和生長期。鹽結皮生長期內土壤含水量最多，飽和含水量和田間持水量比鹽結皮衰退期和成熟期小。

2） 鹽結皮厚度與表層0～20 cm 土壤粒度（0.05～1 mm）、毛管孔隙度呈極顯著正相關（P＜0.01），與總孔隙度、土壤容重、含水量（土壤含水量、飽和含水量）和土壤粒度（0.05～0.01）相關性顯著（P＜0.05），與非毛管孔隙和土壤粒度（0.01～0.001）相關性不顯著。隨深度增加鹽結皮厚度土壤物理性質的相關性逐漸下降。

3）主成分分析表明鹽結皮厚度主要影響因素為毛管孔隙度和土壤粒度（0.01～0.001 mm）。第一主成分權重為78.1，第二主權重成分為16.5，鹽結皮厚度越厚時毛管孔隙度對其影響越大，鹽結皮厚度＞3 cm 時，毛管孔隙度、土壤粒度（0.05～1 mm）和飽和含水量對其影響最大。鹽結皮厚度越薄時土壤粒度（0.01～0.001 mm）和土壤容重對其影響越大。