地下水淺埋區(qū)層狀土壤結(jié)構(gòu)對包氣帶硝態(tài)氮累積和淋失的影響*

王士軍,田路遙,劉丙霞

(1. 甘肅省農(nóng)業(yè)工程技術(shù)研究院 武威 733006;2. 中國科學(xué)院遺傳與發(fā)育生物學(xué)研究所農(nóng)業(yè)資源研究中心/中國科學(xué)院農(nóng)業(yè)水資源重點實驗室 石家莊 050022;3. 聊城市陽谷縣第一中學(xué) 聊城 252000)

農(nóng)業(yè)生產(chǎn)過量施用氮肥造成包氣帶中氮素累積與地下水硝酸鹽濃度增長是當(dāng)前國際水文研究中的焦點和前沿,在全球范圍內(nèi)引起廣泛關(guān)注[1-4]。包氣帶是指地面以下潛水面以上的地帶,是地下水的重要補給通道,也是阻滯地表污染物進入地下的防護介質(zhì)。華北平原是我國重要的糧食產(chǎn)區(qū),農(nóng)田年均氮肥投入達(dá)550～660 kg·hm-2·a-1,遠(yuǎn)超過作物的實際需氮量,導(dǎo)致包氣帶累積了大量未被作物吸收利用的硝態(tài)氮(NO3--N)[1,5]。已有研究表明,華北平原農(nóng)田0～90 cm 剖面土壤NO3--N 平均累積量約為200 kg·hm-2,最高可達(dá)600～900 kg·hm-2[6],遠(yuǎn)超歐盟關(guān)于0～90 cm土壤剖面累積量不超過45 kg·hm-2的安全標(biāo)準(zhǔn)[7-8]。

土壤層狀結(jié)構(gòu)及其界面作用對原位水流和溶質(zhì)運移的作用機制是水文土壤學(xué)亟待解決的科學(xué)問題之一[9]。受氣象、水文、地質(zhì)與生物等因素的影響,自然界中大部分土壤都呈現(xiàn)垂直交錯分布的層狀結(jié)構(gòu)而非均質(zhì)形態(tài),形成復(fù)雜多變的土壤剖面結(jié)構(gòu)[10-11]。層狀土壤結(jié)構(gòu)為非均質(zhì)土體結(jié)構(gòu),土層排序、土層厚度和分層界面都會影響水分運動,同時也影響土體中溶質(zhì)或污染物的遷移[12-14]。非均質(zhì)層狀土壤不同的質(zhì)地分布對土壤水分與氮素遷移的阻控作用差異顯著,影響水分與氮素從地表進入含水層的過程和通量[15-16]。李久生等[17]通過室內(nèi)土箱試驗研究了層狀土壤質(zhì)地對水氮遷移過程的影響,發(fā)現(xiàn)砂-壤界面限制了水分垂向運動,在砂-壤界面下部(壤土區(qū))形成了水分和NO3--N 積聚區(qū)。Arauzo 等[18]指出高異質(zhì)性土壤質(zhì)地和有礫石分布的沖積-洪積區(qū)域是NO3--N 淋溶和地下水污染的高風(fēng)險區(qū),也是歐盟劃定的“NO3--N 脆弱區(qū)”的重點區(qū)域。層狀土壤影響土壤水分運動和溶質(zhì)運移過程,其中粗質(zhì)土壤保留的水分明顯少于細(xì)質(zhì)土壤,并促進溶質(zhì)向下淋洗浸出,細(xì)質(zhì)土層如黏土層對水分和溶質(zhì)運移具有阻滯作用,容易產(chǎn)生溶質(zhì)聚集區(qū)[14,19]。因此,層狀土壤中土壤質(zhì)地及其層狀分布是包氣帶NO3--N 的累積和淋失以及地下水污染的關(guān)鍵影響因子之一。已有研究多關(guān)注于土壤質(zhì)地和“上粗下細(xì)”或“上細(xì)下粗” 型土壤結(jié)構(gòu)對水分和氮素運移的影響[17,20-22],且多集中在室內(nèi)土箱或土柱試驗[23-25]。層狀土壤受到土壤質(zhì)地、土壤層次空間排序和土層厚度的影響,而關(guān)于田間含黏壤土夾層的層狀土壤剖面對NO3--N 累積和淋失規(guī)律的認(rèn)識仍然存在不足。

華北低平原是我國“渤海糧倉”工程中低產(chǎn)田糧食增產(chǎn)的典型區(qū),隨著中低產(chǎn)田糧食增產(chǎn)的需求增加氮肥施用量增加,同時該地區(qū)地下水埋深淺,地表污染物進入含水層的包氣帶路徑較短,導(dǎo)致該區(qū)域成為地下水污染的敏感區(qū)域[26-27]。該區(qū)域主要為河流沖積與濱海沉積交替作用區(qū),砂、黏土壤顆粒交錯沉積分布,土體中有黏壤土夾層結(jié)構(gòu)較為普遍[28]。當(dāng)?shù)氐叵滤裆钶^小,污染物進入含水層的路徑短,地下水易受污染,同時包氣帶層狀結(jié)構(gòu)影響污染物遷移速率,因此二者的平衡作用影響淺層地下水中NO3--N 變化[27]。因此,地下水淺埋區(qū)層狀土壤對包氣帶NO3--N 淋失以及對地下水NO3--N 污染非常重要。本研究選擇位于河北省低平原區(qū)的典型層狀土壤剖面作為研究對象,在典型施肥農(nóng)田和不施肥草地采集不同季節(jié)下土壤和淺層地下水樣品并分析水化學(xué)特征,研究田間原位條件下層狀土壤結(jié)構(gòu)和農(nóng)業(yè)施肥對包氣帶NO3--N 累積與淋失規(guī)律以及地下水硝酸鹽污染的影響,明確河北低平原地下水淺埋區(qū)不同層狀土壤分布結(jié)構(gòu)對典型施肥農(nóng)田NO3--N遷移過程的作用機制,對優(yōu)化田間管理和防止淺埋區(qū)地下水硝酸鹽污染具有科學(xué)指導(dǎo)意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于河北省滄州市南皮縣境內(nèi)(116°32′～117°02′E、37°50′～38°11′N),隸屬于華北平原東部地下水淺埋區(qū)(圖1)。該區(qū)域為沖積-湖積平原與沖積-海積濱海平原交錯地帶,地勢平緩,海拔5～20 m。研究區(qū)土壤沉積層次明顯,砂質(zhì)、壤質(zhì)與黏質(zhì)土壤垂直相間,層次交替分布[29]。

圖1 研究區(qū)位置和監(jiān)測土壤剖面(P1、P2、P3、P4)分布Fig.1 Location of the study area and the distribution of monitoring profiles (P1,P2,P3,P4)

研究區(qū)以暖溫帶大陸季風(fēng)氣候為主,降水量年際變化與季節(jié)變化較大,年降水為281.1～967.8 mm,年平均降水量為560.1 mm;降水多集中在6-9 月,占全年降水量的76.5%,其中2018 年與2019 年6-9 月降水量分別為403.5 mm 與456.7 mm。農(nóng)作物以冬小麥(Triticum aestivum)和夏玉米(Zea mays)輪作種植為主,其中冬小麥季為10 月中旬至次年6月上旬,夏玉米季為6 月中旬至10 月上旬。兩作物季灌溉4 次,灌溉時間點依次為冬小麥播種期、返青期與灌漿期以及夏玉米出苗期,單次灌溉量為60～70 mm。

1.2 剖面質(zhì)地特征與采樣設(shè)置

華北平原土壤的分層結(jié)構(gòu)較為常見,且存在多種土體構(gòu)型,如均質(zhì)型、薄體型、夾層型(夾黏型、夾砂型)、上松下緊型等。為研究層狀土壤結(jié)構(gòu)和農(nóng)業(yè)施肥對包氣帶NO3--N 遷移和累積的影響,選擇4個位于河北省東部低平原地下水淺埋區(qū)的典型土壤剖面監(jiān)測點(P1、P2、P3、P4,圖1),原位監(jiān)測剖面不同深度的水分和NO3--N 含量;同時采集剖面土壤樣品利用激光粒度儀(Mastersizer 3000,Marlven,英國)測定土壤粒徑,再根據(jù)國際土壤質(zhì)地分類標(biāo)準(zhǔn)對土壤質(zhì)地進行分類,4 個剖面的土壤質(zhì)地分布特征如圖2 所示。4 個土壤剖面分別代表3 種層狀土壤結(jié)構(gòu)和2 種施肥類型:P1 與P2 為多個黏壤土夾層的層狀土剖面,具有黏壤土、粉質(zhì)黏壤土和砂質(zhì)壤土互層的結(jié)構(gòu)特征,黏壤土夾層厚度最大值約為30 cm;P3 為較厚黏壤土夾層的層狀土剖面,30～170 cm 為黏壤土層;P4 剖面土壤質(zhì)地較為均一,以粉質(zhì)壤土為主。4 個監(jiān)測點土地利用方式和施肥不同,其中P1 為草地,施氮量為0,代表無施肥土地利用;P2、P3、P4均為該地區(qū)典型的小麥、玉米輪作農(nóng)田,年施氮量約為300 kg·hm-2,代表該地區(qū)典型的農(nóng)業(yè)施肥土地利用。P1、P2 和P3 剖面監(jiān)測深度均為400 cm (多年地下水位埋深在400 cm 左右),P4 剖面監(jiān)測深度為300 cm (由于地下水埋深較淺,多年地下水位埋深在300 cm 左右,300 cm 以下屬于飽和帶)。

圖2 4 個典型土壤剖面質(zhì)地分布特征Fig.2 Lithology of four typical soil profiles

在4 個監(jiān)測點附近采集擾動土壤樣品,采用鋁盒烘干法測定土壤質(zhì)量含水量;同時采集的土壤樣品風(fēng)干研磨后過100 目篩網(wǎng),經(jīng)離心萃取法制取浸提液。土壤樣品采樣周期為2018 年7 月至2019 年6 月,利用土鉆在每個月月末、大降水與灌溉前后采集土壤樣品,采樣深度設(shè)置為:0～10 cm、10～20 cm、20～30 cm、30～50 cm、50～70 cm、70～100 cm,100 cm 以下深度采樣間隔設(shè)置為50 cm,每個深度采集3 個重復(fù)樣。為研究雨季降水對剖面土壤NO3--N 累積與淋失特征的影響,利用負(fù)壓抽提的方法在2018 年7 月至9月采集4 個土壤剖面的土壤水溶液,采樣深度間隔與土壤樣品一致,采樣時間間隔為7 d,在大降水之后的第1 周增加采樣次數(shù),采樣時間點為第1 d、3 d、5 d 與7 d。采集的土壤抽提水裝入100 mL 塑料取樣瓶中,送回實驗室放置于4 ℃冰箱中保存并在1 周以內(nèi)完成相應(yīng)的測試項目。

在P2 (非均質(zhì))和P4 (相對均質(zhì))剖面附近各選1 個淺層地下水監(jiān)測井(深度分別為19 m 與30 m),利用地下水水位自計儀(Solinst-LTC,加拿大)監(jiān)測淺層地下水水位變化,監(jiān)測時段從2018 年1 月到2019 年1 月。地下水樣品采樣時段與土壤樣品采集時間一致(2018年7月至2019年6月)。采集的土壤抽提水和地下水樣品裝入100 mL 塑料取樣瓶中,送回實驗室放置于4 ℃冰箱中保存并在1 周內(nèi)完成相應(yīng)的測試項目。土壤浸提液、負(fù)壓抽提水和淺層地下水樣品的硝酸根(NO3-)含量,均用0.2 μm 的醋酸纖維素濾膜進行過濾后,采用離子色譜儀(ICS-2100,Dionex,美國)測定。

1.3 數(shù)據(jù)處理

剖面各層土壤NO3--N 累積量計算公式:NO3--N累積量(kg·hm-2)=某一土層的厚度(cm)×土壤容重(g·cm-3)×NO3--N含量(mg·kg-1)/10,其中剖面NO3--N累積量為各層土壤NO3--N 累積量之和。本研究中用Origin 和Sigmaplot 軟件進行繪圖,利用SPSS 22.0 進行顯著性差異分析。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤含水量與NO3—-N 含量時空動態(tài)

圖3 為4 個監(jiān)測剖面不同層位土壤質(zhì)量含水量(下文簡稱“含水量”)分布特征圖。由圖可知,4 個監(jiān)測剖面含水量從表層到深層隨著深度增大具有增加的趨勢,且在時間上呈現(xiàn)相似的季節(jié)變化趨勢,且以150 cm 層為界面層。淺層土壤易受降水與灌溉入滲、蒸發(fā)及作物蒸騰作用的影響,0～150 cm 含水量變化幅度較大(3.88%～31.80%),而150 cm 深度以下由于淺層地下水水位淺,同時受到150 cm 處黏壤土層的阻滯作用使得土壤含水量的變化幅度較小(21.57%～34.85%)。由于土地利用和土壤剖面結(jié)構(gòu)不同,4 個剖面淺層(0～150 cm)含水量時空動態(tài)對降水和灌溉的響應(yīng)程度不同。P1 草地灌溉量為0,旱季0～150 cm含水量逐漸降低,并在2019 年雨季前達(dá)最低值(3.88%～18.45%,均值9.49%);雨季大降水(2019 年7月降水232.41 mm)使得0～150 cm 層含水量均值增加近1 倍(均值18.72%)。P2 剖面中,冬小麥播種期(2018 年10 月)灌溉僅對表層50 cm 以上土壤產(chǎn)生補給,而次年返青期灌溉對含水量變化無明顯影響,0～150 cm 層含水量在玉米出苗水灌溉前達(dá)最低值(均值10.67%),夏玉米出苗期灌溉使得0～150 cm 層含水量均值增加至18.27%,雨季降水補給對含水量均值無明顯增加(18.50%)。而P3、P4 剖面中冬小麥播種期(2018 年10 月)灌溉對0～150 cm 含水量下降的趨勢均有緩解;次年返青期灌溉使得P3 剖面0～150 cm 層含水量均值增加3.48%,之后剖面含水量呈持續(xù)下降趨勢直至雨季前達(dá)最低值(均值由22.14%減少至14.92%),說明厚黏壤土層對深層水分補給具有阻滯作用。而P4 在冬小麥季灌漿期灌溉前均質(zhì)土壤0～150 cm 層含水量呈降低趨勢(由23.79%減少至18.86%)、灌漿期灌溉使得含水量均值增加至20.78%。

圖3 4 個典型土壤剖面土壤含水量的時空變化特征Fig.3 Spatio-temporal variation characteristics of soil water content (SWC) in four typical soil profiles

4 個剖面土壤NO3--N 含量時空分布特征如圖4所示。除P4 外,其余3 個剖面土壤NO3--N 含量變化與含水量相似,受到雨季降水、作物施肥和灌溉以及土壤氮素作物吸收與氮素轉(zhuǎn)化等因素影響,0～150 cm 土壤NO3--N 含量變化幅度(均值變化幅度P1:102.23%,P2:150.96%,P3:153.27%)大于150 cm以下土層(均值變化幅度P1:58.76%,P2:35.88%,P3:113.49%),且NO3--N 含量普遍小于150 cm 以下土層。4 個剖面0～150 cm NO3--N 含量時間序列上季節(jié)差異顯著(P＜0.05),冬小麥季剖面NO3--N 含量整體變化較為穩(wěn)定,而2018 年雨季以及2019 年冬小麥季灌溉前后剖面NO3--N 含量變化幅度較大,這主要是由于NO3--N 易隨水分運動而發(fā)生遷移[28],雨季強降水與小麥季灌溉有利于剖面NO3--N 的遷移。P2、P3、P4 灌溉剖面0～150 cm 的NO3--N 含量均在灌溉后明顯增加(例如,P2 和P3 在2019 年4 月灌溉后0～150 cm NO3--N 累積含量分別增加380.4 mg·kg-1和658.8 mg·kg-1;P4 在2019 年5 月灌溉后增加335.6 mg·kg-1)。這主要是由于施肥后灌溉水分運移促進了NO3--N的向下遷移,且NO3--N 含量增加的峰值要滯后于含水量增加的峰值(圖3,圖4)。

圖4 4 個監(jiān)測剖面NO3—-N 含量的時空變化特征Fig.4 Spatio-temporal variation characteristics of NO3--N contents in four monitoring profiles

受土地利用和土壤剖面結(jié)構(gòu)的影響,各剖面土壤NO3--N 含量也具有空間差異性。非均質(zhì)層狀土壤剖面中,P1 剖面NO3--N 含量變化范圍最小,為0～83.9 mg·kg-1。P1剖面為草地?zé)o施肥影響,降水淋洗作用使得0～150 cm 土壤NO3--N 含量低于深層。在相同施氮條件下的農(nóng)田,P2 與P3 剖面土壤NO3--N 含量變化范圍分別為2.2～156.2 mg·kg-1與6.3～390.4 mg·kg-1,高于P4 剖面(0～85.8 mg·kg-1)。這主要由于P4 剖面土壤質(zhì)地主要為粉質(zhì)壤土,有利于NO3--N 淋失,整個剖面土壤NO3--N 含量較低。說明剖面土壤NO3--N 含量在相同施氮條件下受土壤質(zhì)地特征的影響,黏土層厚度越大,NO3--N 含量越大。

2.2 雨季降水對不同層狀結(jié)構(gòu)剖面NO3—-N 累積與淋失規(guī)律的影響

圖5 為2018 年夏玉米季4 個剖面土壤抽提水NO3--N 濃度分布特征。剖面NO3--N 濃度表現(xiàn)為非均質(zhì)層狀土壤剖面(P1、P2 和P3)大于相對均質(zhì)剖面(P4＜40 mg·L-1),非均質(zhì)層狀土剖面均在1 m 以下土層存在NO3--N 濃度峰值。雨季前,P1 剖面在200 cm與250cm處存在兩個NO3--N濃度峰值(分別為313mg·L-1和334 mg·L-1),P2剖面土壤水NO3--N濃度峰值分布在30 cm 與200 cm (分別為164 mg·L-1和186 mg·L-1),P3 剖面土壤水NO3--N 濃度主要累積在100～250 cm 深度(81～238 mg·L-1)。在雨季受降水的影響,P1 和P2 剖面土壤水NO3--N 濃度峰值消失,深層土壤水NO3--N 濃度呈現(xiàn)增加趨勢;而P3 剖面150 cm 以上的土壤水NO3--N 濃度呈現(xiàn)降低趨勢,但150～300 cm 土壤水NO3--N 濃度峰值相對保持穩(wěn)定,且雨季深層土壤水NO3--N 濃度無顯著變化,400 cm處土壤水NO3--N 濃度低于40 mg·L-1。受土地利用方式、包氣帶黏壤土夾層分布位置以及厚度的綜合影響,土壤水NO3--N 濃度峰值的分布層位及其對降水的響應(yīng)特征差異性較大。P4 剖面薄黏壤土夾層(≤30 cm)對NO3--N 阻滯能力較弱,因此雨季降水對剖面土壤NO3--N 淋洗作用較強,整個剖面土壤水NO3--N 濃度較低。由于剖面黏壤土層主要分布在150 cm 左右,受黏壤土夾層阻滯作用的影響,P1、P2和P3 剖面在黏壤土夾層及其下部土壤易形成土壤水NO3--N 濃度峰值。研究表明,在強降水條件下,黏壤土夾層厚度較小的剖面對NO3--N 遷移的阻滯作用并不明顯,NO3--N 易淋失進入深層土壤或淺層地下水;厚黏壤土夾層(厚度為140 cm)對NO3--N 向下的淋失具有顯著的阻滯作用(P＜0.05)。

圖5 雨季4 個典型剖面土壤水NO3—-N 濃度變化圖Fig.5 Changes of NO3--N concentration in soil water along soil profiles during rainy season

圖6 為2018 年7-9 月4 個監(jiān)測剖面土壤NO3--N累積量分布圖,利用兩個取樣時段土壤NO3--N累積量之差估算剖面NO3--N淋失量。2018 年7-9月的雨季降水使得P1 剖面表層土壤NO3--N 累積量逐漸降低,NO3--N累積峰值層位由200～250cm下移至300～350cm,其中8-9月剖面(0～400cm)NO3--N淋失量達(dá)383.9kg·hm-2;同一時段,P2 剖面NO3--N 累積峰值層位由100～150 cm下移至200～250cm,8-9月土壤剖面(0～400 cm) NO3--N 淋失量為554.7 kg·hm-2,遠(yuǎn)大于P1 點淋失量,說明長期施氮農(nóng)田可造成更大的NO3--N淋失。P3剖面在100～150cm形成NO3--N累積峰值,且隨著7-9月降水作用影響,NO3--N 峰值從150 kg·hm-2增加 到653kg·hm-2和795kg·hm-2,2018年8-9月P3剖面(0～350cm)NO3--N淋失量最低(319.2kg·hm-2)。均質(zhì)粉質(zhì)壤土剖面(P4)在2018 年7-9月剖面(0～300cm)NO3--N淋失量為124.0kg·hm-2,且由于在8 月存在施肥,8-9 月的剖面NO3--N 呈累積狀態(tài),累積量為104.4 kg·hm-2。

圖6 2018 年雨季4 個監(jiān)測剖面土壤NO3—-N 累積量分布特征Fig.6 Characteristics of distribution of NO3--N accumulation in four monitoring soil profiles in rainy season of 2018

2.3 非均質(zhì)和均質(zhì)土壤條件下淺層地下水NO3—-N變化

土壤剖面P2 和P4 分別代表非均質(zhì)層狀土壤和均質(zhì)粉壤土沉積條件,圖7a 為P2 與P4 點附近淺層地下水埋深季節(jié)變化特征。2 個監(jiān)測點淺層地下水埋深具有相似的變化特征:地下水埋深主要受到雨季(2018 年7-9 月)降水的影響,地下水埋深減小;P2 點淺層地下水埋深變化幅度低于P4 點,如2018年6-8 月,P2 點淺層地下水埋深平均降低速率為3.5 cm·d-1,顯著低于P4 點的4.9 cm·d-1(P＜0.05),且P2 點地下水水位升高的滯后性較強(5～10 d)。而灌溉僅對均質(zhì)土壤地下水水位有明顯抬升作用,非均質(zhì)土壤條件下水位回升不明顯。

圖7 均質(zhì)(P4)和非均質(zhì)(P2)土壤沉積條件下淺層地下水埋深(a)和NO3—-N 濃度(b)的時空變化Fig.7 Spatio-temporal variation characteristics variation of depth (a) and NO3--N concentration (b) of shallow groundwater under homogeneous (P4) and heterogeneous (P2) soil conditions

圖7b 為P2 和P4 點淺層地下水NO3--N濃度季節(jié)變化特征。P4點地下水NO3--N濃度低于P2點;雨季降水后,淺層地下水NO3--N 濃度顯著大于降水前(P＜0.05)。P2 點淺層地下水NO3--N 濃度均值和變化范圍分別為64.5 mg·L-1和17.9～173.5 mg·L-1,均大于P4點的相應(yīng)值(18.8mg·L-1和0～35.9 mg·L-1),地下水NO3--N 超標(biāo)率(中國地下飲用水標(biāo)準(zhǔn)20 mg·L-1)分別為93%和21%。2018年6-8月,P2點淺層地下水NO3--N濃度平均增長速率為0.41mg·L-1·d-1,而在2019年同期則為2.14mg·L-1·d-1。2019年6-8月,P4 點淺層地下水NO3--N 濃度平均增長速率的0.53 mg·L-1·d-1,顯著低于P2 (P＜0.05)。

3 討論

層狀土壤的土壤質(zhì)地、土層排序(層狀結(jié)構(gòu))以及厚度都會對土壤水分和NO3--N 在包氣帶中的分布和運移產(chǎn)生顯著影響[30-32]。本研究中2018 年8 月強降水后,P1 剖面0～300 cm、P2 剖面0～250 cm、P3 剖面0～150 cm 以及P4 剖面0～300 cm 的含水量均在降水后呈迅速增大趨勢。土壤NO3--N 含量表現(xiàn)為非均質(zhì)層狀土壤剖面(P1、P2 和P3)大于相對均質(zhì)剖面(P4)。對比不同剖面NO3--N 淋失量可知,層狀土壤剖面中NO3--N 淋失量大小順序為:P3＜P1＜P2。說明層狀土壤結(jié)構(gòu)對包氣帶NO3--N 運移具有阻滯作用,且阻滯程度受黏壤土厚度和土地利用等的綜合影響。包氣帶水分和NO3--N 遷移過程受土地利用方式、土壤質(zhì)地、地下水埋深等因素的綜合影響[33-34];其中土壤質(zhì)地及其層狀結(jié)構(gòu)則是影響NO3--N 在包氣帶中遷移物理運移與化學(xué)反應(yīng)的重要因素[16]。趙宇龍等[35]以土柱試驗為基礎(chǔ),研究在滴灌條件下3 種土壤的不同層狀組合對鹽分運移的影響特征,結(jié)果表明有黏土夾層的層狀土壤對水分和鹽分的運移都有阻滯作用,從而造成層狀土積鹽。田路遙等[21]研究“上粗下細(xì)”包氣帶中不同黏土層厚度對NO3--N 遷移的影響,發(fā)現(xiàn)黏土層達(dá)到一定厚度時(＞30 cm),對NO3--N 污染物垂向遷移的阻滯作用顯著加強。這與我們的研究結(jié)果一致,在層狀土壤剖面中黏壤土夾層對水分和NO3--N 運移起到阻滯作用,且受黏壤土厚度影響較大,厚黏壤土夾層(140 cm)的阻滯作用顯著優(yōu)于多個薄黏壤土夾層(≤30 cm)的阻滯作用。

P2 和P4 點地下水NO3--N 濃度及其增長速率的差異主要與剖面層狀土壤結(jié)構(gòu)和地下水埋深有關(guān)。P4 點地下水NO3--N 濃度及其增長速率均低于P2 點,一方面是由于P2 點地下水埋深大于P4 點,地下水埋深淺會影響水中溶解氧含量和氧化還原性,硝化作用減弱,反硝化作用增強;埋深增大,溶解氧含量上升,土層中硝化作用增強,反硝化作用減弱[36];同時,地下水淺埋區(qū)非飽和帶土壤質(zhì)地是土壤NO3--N淋溶損失和地下水NO3--N 污染的關(guān)鍵控制因子[37]。包氣帶上部粉土層有效阻滯了包氣帶中的氧分交換[38-39],造成包氣帶中部硝化反應(yīng)強度弱,生成的硝酸鹽氮含量少[20]。因此,以厚粉質(zhì)壤土為主的P4 剖面硝化反應(yīng)強度弱、反硝化作用強,使得P4 剖面土壤NO3--N 含量較低,土壤NO3--N 淋溶損失量小于P2 點。另一方面,含水層沉積類型與淺層土壤沉積類型相似,P2 剖面主要以黏壤土、壤土和砂土互層為主,淋失到地下水中的氮素易滯留在淺層含水層造成地下水NO3--N 濃度偏高,而P4 剖面以厚粉質(zhì)壤土為主的含水層沉積特征使得NO3--N 更易遷移擴散、同時深層地下水的稀釋作用降低了地下水中NO3--N 濃度。綜上所述,地下水埋深較淺區(qū),包氣帶NO3--N 濃度大小決定了淋溶損失量和地下水NO3--N 濃度的大小,而包氣帶NO3--N 濃度主要受包氣帶土壤結(jié)構(gòu)和地下水埋深二者的綜合控制。

4 結(jié)論

本文選擇河北省滄州市南皮縣4 個典型層狀土壤剖面,利用水化學(xué)分析方法,通過分析包氣帶NO3--N時空分布特征、雨季降水對包氣帶NO3--N 累積淋失特征和淺層地下水NO3--N 變化規(guī)律等,揭示了不同層狀土壤剖面對包氣帶NO3--N 累積和淋失規(guī)律的影響,取得的主要結(jié)論如下:

1)包氣帶NO3--N 含量與含水量時空變化規(guī)律基本一致,冬小麥季較為穩(wěn)定,夏玉米季變化較為劇烈;0～150 cm 土層含水量和NO3--N 含量普遍低于150 cm 以下土層。土壤NO3--N 含量分布受到土壤質(zhì)地的影響,在含140 cm 黏壤土層的剖面P3 中NO3--N 含量最大(6.3～390.4 mg·kg-1),而相對均質(zhì)粉質(zhì)壤土剖面P4 中NO3--N 含量最小(0～85.8 mg·kg-1)。

2)非均質(zhì)含黏壤土夾層土壤剖面在雨季(2018年8-9 月)的NO3--N 淋失量:P3 (含140 cm 厚黏壤土夾層剖面,319.2 kg·hm-2) ＜P1 (含多個≤30 cm 薄黏壤土夾層,無施肥,383.9 kg·hm-2) ＜P2 (含多個≤30 cm薄黏壤土夾層,554.7 kg·hm-2)。在非均質(zhì)層狀土壤剖面條件下,黏壤土夾層厚度140 cm 的包氣帶對NO3--N的遷移阻滯作用更強,顯著優(yōu)于含多個薄黏壤土夾層(≤30 cm)的層狀土壤剖面(P＜0.05)。

3)在相對均質(zhì)土壤剖面條件下,地下水NO3--N濃度及其增長速率均顯著小于非均質(zhì)層狀土壤剖面,淺層地下水埋深變化與之相反。地下水埋深較淺區(qū),包氣帶層狀土壤結(jié)構(gòu)和地下水埋深二者的綜合控制著地下水NO3--N 濃度變化。