鹽結(jié)皮土壤形成發(fā)育過程影響下的能量平衡動態(tài)變化

王弘超， 李新虎， 郭 敏， 李佳琳

（1.中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所荒漠與綠洲生態(tài)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，干旱區(qū)生態(tài)安全與可持續(xù)發(fā)展重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，新疆 烏魯木齊 830011；2.阿克蘇綠洲農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)國家野外科學(xué)觀測研究站，新疆 阿克蘇 843017；3.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

在干旱與半干旱區(qū)，強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用使得淺層含鹽地下水持續(xù)上升至土壤表層，而后鹽分在表面析出結(jié)晶并與土壤顆粒相互聚合形成鹽結(jié)皮［1-2］。鹽結(jié)皮土壤在干旱與半干旱地區(qū)廣泛分布［3］，其表面的鹽分結(jié)晶會阻塞土壤孔隙［4］，抑制土壤表面蒸發(fā)［5］，引發(fā)土地退化［6-7］、土壤微生物活性降低［8］等生態(tài)環(huán)境問題。鹽結(jié)皮高反照率［9］和高導(dǎo)熱率［10］的特點(diǎn)也會干擾土壤表面的輻射條件和能量交換，影響干旱與半干旱地區(qū)的地表能量過程［11］。地表能量平衡是地-氣能量交換的關(guān)鍵，對局地氣候、大氣環(huán)流和氣候變化等均有影響［12-13］。深入探究鹽結(jié)皮土壤的地表能量平衡過程，對理解干旱與半干旱地區(qū)能量交換和物質(zhì)循環(huán)具有重要意義。

土壤表面性質(zhì)對地表能量平衡的影響尤為重要［14］，如表面顏色［9］、熱傳導(dǎo)能力和干濕度［15］等能夠顯著改變土壤表面的輻射輸入與輸出、熱量交換和水分傳輸?shù)冗^程。而鹽結(jié)皮會使土壤表面性質(zhì)發(fā)生變化［16］。Fujimaki等［9］發(fā)現(xiàn)，鹽結(jié)皮對土壤表面有類似雪覆蓋的作用，鹽結(jié)皮顯著提高了土壤表面反照率，并且反照率會隨鹽結(jié)皮的累積而增加。鹽結(jié)皮對反照率的影響能夠直接引起入射短波輻射的變化，進(jìn)而改變土壤表面的輻射條件。Li等［17］和唐洋等［18］研究表明，鹽結(jié)皮在提高反照率的同時(shí)，會導(dǎo)致土壤表面溫度降低。土壤表面溫度是感熱通量和潛熱通量的影響因素之一［19］。其中，感熱通量取決于土壤表面與環(huán)境之間的溫差［20-21］，鹽結(jié)皮降低土壤表面溫度會引起這一溫差的改變，進(jìn)而影響感熱通量。潛熱通量受到土壤表面溫度與蒸發(fā)的共同影響［22］。大量研究［5,23-26］發(fā)現(xiàn)，鹽結(jié)皮降低土壤表面溫度的同時(shí)，會顯著抑制蒸發(fā)，使?jié)摕嵬堪l(fā)生變化。而土壤表面與大氣之間熱量交換主要通過感熱通量和潛熱通量完成［27］，因此鹽結(jié)皮通過影響表面溫度和蒸發(fā)，改變了土壤表面的熱量交換過程。

然而，上述研究大多基于穩(wěn)定狀態(tài)的鹽結(jié)皮展開，忽略了鹽結(jié)皮的形成發(fā)育過程。鹽結(jié)皮在持續(xù)發(fā)育過程中會引起土壤表面反照率的變化［9,28］。因此，忽略鹽結(jié)皮的發(fā)育過程會嚴(yán)重影響土壤能量平衡的精確定量分析。目前，缺乏鹽結(jié)皮土壤發(fā)育過程下的能量平衡特征的研究，原因在于鹽結(jié)皮土壤的反照率隨鹽結(jié)皮的持續(xù)發(fā)育不斷變化，而傳統(tǒng)的反照率計(jì)算方法并未考慮鹽結(jié)皮土壤的情況［20,29-30］，使反照率的變化對鹽結(jié)皮土壤能量平衡的影響尚不清楚。Fujimaki等［9,31］和Mahdavi等［28］先前的研究通過建立反照率與鹽結(jié)皮質(zhì)量的關(guān)系方程，結(jié)果發(fā)現(xiàn)土壤表面鹽結(jié)皮的增長能夠顯著提高反照率。然而，當(dāng)鹽結(jié)皮的增長集中在土壤表面部分區(qū)域時(shí)，F(xiàn)ujimaki 等［9］研究方法存在局限性。Rad 等［7］研究表明，鹽結(jié)皮增長過程是非線性的，增長率呈正態(tài)分布，類似于“S”型。最近的研究［32］也報(bào)道了，鹽結(jié)皮發(fā)育會逐漸覆蓋土壤表面，并且鹽結(jié)皮覆蓋面積的增加是符合Logistic增長模型的。因此，本文根據(jù)傳統(tǒng)的反照率計(jì)算方法，建立了反照率與鹽結(jié)皮覆蓋面積之間的關(guān)系，提出一種確定鹽結(jié)皮土壤反照率的方法，改進(jìn)了能量平衡模型?；诟倪M(jìn)后的模型，分析了鹽結(jié)皮土壤的能量平衡在鹽結(jié)皮發(fā)育過程中的動態(tài)變化特征。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)設(shè)計(jì)

本研究的室內(nèi)模擬試驗(yàn)采用的砂土取自塔里木河上游沙丘（40°27′31″N，81°19′30″E），砂土的基本理化性質(zhì)如表1 所示。將砂土均勻裝入內(nèi)徑7.5 cm、高14 cm 的土柱（PVC 材料）。試驗(yàn)開始前，分別采用蒸餾水和鹽分溶液（NaCl 10 g·L-1）自下而上依靠土壤毛管吸力對土柱進(jìn)行初始飽和。10 g·L-1的鹽分溶液濃度最接近自然狀態(tài)下的土壤溶液含鹽量。當(dāng)土壤表面浸潤后用塑料薄膜覆蓋土柱表面，避免飽和過程中水分蒸發(fā)。飽和時(shí)間為24 h以保證土壤水分的充分平衡。飽和完成后將重力水從土柱底部排出，并用隔熱材料包裹土柱周圍。將土柱放置于自動稱重平臺（WP20，北京時(shí)域通科技有限公司，精度0.1 g），土柱上方置一盞50 W 鹵素?zé)粲糜隍?qū)動蒸發(fā)，入射輻射控制在1000 W·m-2，蒸發(fā)隨時(shí)間的變化由自動稱重平臺自動記錄。

表1 砂土理化性質(zhì)Tab.1 Physical and chemical properties of sandy soil

試驗(yàn)開始后利用紅外熱成像儀（T540，美國菲力爾公司FLIR Systems, Inc.，精度0.1 ℃）每隔24 h拍攝土壤表面的熱紅外照片，通過FLIR Tools 軟件對熱紅外照片進(jìn)行處理，獲取土壤表面溫度。用數(shù)碼相機(jī)（Sony ILCE-6000，索尼（中國）有限公司）記錄土壤表面鹽結(jié)皮的增長變化，之后通過Image J軟件處理可見光照片獲取鹽結(jié)皮的覆蓋面積。試驗(yàn)周期為16 d，試驗(yàn)期間的環(huán)境溫度為23.5±1 ℃，濕度為48.1%±4.5%，由溫濕度計(jì)（Cos_03，山東仁科測控技術(shù)（中國）有限公司）自動記錄。表層土壤含水量采用部分重復(fù)逐步退出的方法［33］，即在不同時(shí)間點(diǎn)將部分重復(fù)土柱的表層土取出并烘干，稱重獲取當(dāng)前時(shí)間的含水量，之后根據(jù)已獲取的含水量數(shù)據(jù)對整個(gè)試驗(yàn)期間的表層土壤含水量進(jìn)行插值處理。土壤表面的凈輻射、感熱和潛熱通量通過試驗(yàn)期間獲取的環(huán)境溫度、濕度、土壤表面溫度和蒸發(fā)結(jié)合能量平衡模型計(jì)算。

1.2 鹽結(jié)皮發(fā)育過程中土壤反照率模型

本研究通過建立反照率與鹽結(jié)皮覆蓋面積之間的耦合關(guān)系，應(yīng)用反照率的計(jì)算方法，預(yù)測鹽結(jié)皮發(fā)育過程中土壤表面反照率的變化：

式中：αsc、αs分別為鹽結(jié)皮與無鹽條件下（對照）的土壤表面反照率；Asc為鹽結(jié)皮覆蓋面積（m2）；A為土柱表面積（m2）；a為擬合參數(shù)，取值0.301。本研究基于Li等［32］提出的鹽結(jié)皮覆蓋面積隨時(shí)間變化的Logistic 增長模型，考慮了土壤表面積的變化，提出了鹽結(jié)皮覆蓋面積的計(jì)算公式：

式中：t為試驗(yàn)進(jìn)行的時(shí)間（h）；b、c為擬合參數(shù)，分別取值0.467、25.052。

無鹽條件下的土壤表面反照率計(jì)算公式如下［20,29］：

式中：θtop為土壤表層含水量（m3·m-3）。

1.3 能量平衡模型

能量平衡方程如下［19,34］：

式中：Hs和LE分別為感熱通量和潛熱通量（W·m-2）；Rn為凈輻射（W·m-2）；G為土壤熱通量（W·m-2）。Rn的計(jì)算公式如下［19］：

式中：εa為空氣的發(fā)射率；εs為土壤發(fā)射率；σ為Stefan-Boltzmann常數(shù)（5.67×10-8W·m-2·K-4）；Tks為土壤表面的熱力學(xué)溫度（K）；Tka為空氣的熱力學(xué)溫度（K）；St為總輻射（W·m-2）。

感熱通量（Hs）的計(jì)算公式如下［19,35］：

式中：Ta為空氣溫度（℃）；Ts為土壤表面溫度（℃）；Ch為對流熱交換系數(shù)（W·m-2·K-1）。

潛熱通量（LE）與土壤蒸發(fā)（E，kg·m-2）和表面溫度（Ts）有關(guān)［19］：

2 結(jié)果與分析

2.1 鹽結(jié)皮形成發(fā)育過程

鹽結(jié)皮發(fā)育過程最直接的表現(xiàn)是覆蓋面積的增加。如圖1所示，鹽結(jié)皮在試驗(yàn)第2 d（12～48 h）已完全覆蓋土壤表面。土壤中的鹽分在達(dá)到飽和狀態(tài)后才能結(jié)晶析出［2,36］，試驗(yàn)開始階段（<18 h）的鹽結(jié)皮覆蓋面積增長緩慢，在18 h 之后開始迅速增加，24 h后達(dá)到了40%，30 h后基本全部覆蓋土壤表面，直至48 h 達(dá)到100%。鹽結(jié)皮覆蓋面積的模擬結(jié)果與鹽結(jié)皮覆蓋面積的增長過程表現(xiàn)出了很好的一致性（R2=0.99，RMSE=1.18），Logistic 增長模型[見式（2）]對鹽結(jié)皮覆蓋面積的模擬值與實(shí)測值具有較高的吻合程度表明，Logistic增長模型對預(yù)測鹽結(jié)皮覆蓋面積變化具有很好的適用性。

圖1 鹽結(jié)皮覆蓋面積比例的實(shí)測值與模擬值隨時(shí)間的變化Fig.1 Variations of measured and simulated values of the coverage ratio of salt crust with time

2.2 能量平衡的動態(tài)變化過程

2.2.1 凈輻射在相同輻射條件下，鹽結(jié)皮土壤的平均凈輻射相比對照減少了47.9%（圖2a），兩者在試驗(yàn)周期內(nèi)的變化趨勢表現(xiàn)出了極大的差異（P<0.01，r=0.93，表2）。對于對照，凈輻射在試驗(yàn)前2 d緩慢下降，相對減少了1.3%；凈輻射在試驗(yàn)第2～6 d從754.7 W·m-2快速下降到了629.3 W·m-2，日均減少了4.4%；試驗(yàn)6 d 后，對照的凈輻射趨于穩(wěn)定（平均625.7 W·m-2）。而對于鹽結(jié)皮土壤，凈輻射在試驗(yàn)前2 d 急劇下降了43.3%，2 d 后凈輻射不再有顯著變化（平均319.3 W·m-2）。

圖2 鹽結(jié)皮土壤和對照的能量平衡參數(shù)動態(tài)變化Fig.2 Dynamic variations of energy balance parameters in salt-crusted soil and control treatment

表2 鹽結(jié)皮土壤和對照的能量平衡參數(shù)的方差分析Tab.2 Variance analysis of energy balance parameters in salt-crusted soil and control treatment

對比鹽結(jié)皮土壤與對照的凈輻射可以看出，鹽結(jié)皮土壤的凈輻射在更早的時(shí)間出現(xiàn)了快速下降階段。先前的研究表明，鹽結(jié)皮的存在能夠顯著改變反照率，進(jìn)而影響土壤接收凈輻射［9,37］。而在本研究中，由于鹽結(jié)皮在試驗(yàn)第2 d 完全覆蓋土壤表面（圖1），故鹽結(jié)皮土壤的凈輻射快速下降階段僅維持在試驗(yàn)前2 d，之后凈輻射維持在穩(wěn)定低值。而對照不受鹽結(jié)皮的影響，其凈輻射在試驗(yàn)第2 d 仍可保持較高值。因此，鹽結(jié)皮土壤與對照的凈輻射在試驗(yàn)第2 d 差值最大，鹽結(jié)皮土壤的凈輻射比對照降低了54.2%。由此可見，鹽結(jié)皮覆蓋面積的變化是導(dǎo)致土壤凈輻射出現(xiàn)差異的重要原因。

2.2.2 感熱通量在相同輻射條件下，鹽結(jié)皮土壤與對照的感熱通量呈現(xiàn)出了不同的變化趨勢（圖2b）。其中，對照的感熱通量在試驗(yàn)前3 d 從141.8 W·m-2快速上升至227.8 W·m-2，日均增加了26.7%；感熱通量在試驗(yàn)第3～5 d上升速度放緩，日均增加了4.7%，試驗(yàn)5 d 后感熱通量趨于穩(wěn)定高值（>250 W·m-2）。與對照相比，鹽結(jié)皮土壤的感熱通量在試驗(yàn)前2 d從130.3 W·m-2快速下降到了116.9 W·m-2，感熱通量減少了10.3%，2 d后鹽結(jié)皮土壤的感熱通量不再有顯著變化。

鹽結(jié)皮土壤與對照的感熱通量在試驗(yàn)第1 d相差最小，鹽結(jié)皮土壤的感熱通量僅比對照減少了8.8%。由于對照的表面溫度在試驗(yàn)前5 d上升較快（圖3），使感熱通量隨之快速增加。而鹽結(jié)皮土壤的表面溫度相對穩(wěn)定，在相同的環(huán)境溫度條件下，與環(huán)境溫度的溫差小于對照，進(jìn)而導(dǎo)致兩者的感熱通量差值在試驗(yàn)前5 d快速增大。鹽結(jié)皮土壤的感熱通量在試驗(yàn)第5 d比對照減少了54.1%。試驗(yàn)5 d后對照的感熱通量趨于穩(wěn)定，與鹽結(jié)皮土壤的差值不再有較大變化。鹽結(jié)皮土壤的感熱通量在試驗(yàn)周期內(nèi)平均比對照減少了52.4%。

圖3 鹽結(jié)皮土壤和對照的表面溫度動態(tài)變化Fig.3 Dynamic variations of surface temperature in saltcrusted soil and control treatment

2.2.3 潛熱通量在相同輻射條件下，對照的平均潛熱通量比鹽結(jié)皮土壤高46.8%（圖2c）。鹽結(jié)皮土壤與對照的潛熱通量在試驗(yàn)周期內(nèi)均呈下降趨勢，但兩者的趨勢之間存在差異。對照的潛熱通量在試驗(yàn)前2 d 的下降趨勢比較緩和，相對減少了14.4%；之后潛熱通量在試驗(yàn)第2～3 d從418.4 W·m-2快速下降到了132.1 W·m-2，相對減少了68.4%。而對于鹽結(jié)皮土壤，潛熱通量在試驗(yàn)前2 d從338.5 W·m-2快速下降到了147.4 W·m-2，相對減少了56.5%，試驗(yàn)2 d后潛熱通量的下降趨勢減緩。鹽結(jié)皮土壤與對照分別在試驗(yàn)6 d和5 d后進(jìn)入蒸發(fā)第三階段，土壤表面的水分不再支持汽化潛熱的發(fā)生。Kumar等［35］研究也發(fā)現(xiàn)，當(dāng)蒸發(fā)進(jìn)入水汽擴(kuò)散階段，土壤表面的潛熱交換迅速減弱，潛熱通量逐漸下降為0。

鹽結(jié)皮土壤與對照的潛熱通量在試驗(yàn)第2 d相差最大，鹽結(jié)皮土壤的潛熱通量比對照減少了64.8%。蒸發(fā)是影響潛熱通量的關(guān)鍵參數(shù)，Li 等［32］研究發(fā)現(xiàn)，鹽結(jié)皮覆蓋面積與蒸發(fā)阻力之間存在正相關(guān)關(guān)系，鹽結(jié)皮覆蓋面積越大，對蒸發(fā)的阻力也越強(qiáng)。而在本研究中，鹽結(jié)皮在試驗(yàn)第2 d 已完全覆蓋土壤表面（圖1），對鹽結(jié)皮土壤的蒸發(fā)產(chǎn)生了較強(qiáng)的抑制作用，進(jìn)而導(dǎo)致潛熱通量快速減少。而對照的蒸發(fā)不受鹽結(jié)皮的影響，有研究［10-11,24,38］表明，無鹽條件下土壤的蒸發(fā)下降是土壤表面水分減少無法維持高強(qiáng)度的蒸發(fā)所引起，但水分減少遠(yuǎn)不及鹽結(jié)皮抑制作用導(dǎo)致的蒸發(fā)下降趨勢強(qiáng)烈。故對照在試驗(yàn)第2 d 仍可保持較高的蒸發(fā)量。因此，鹽結(jié)皮土壤與對照的潛熱通量在蒸發(fā)影響下于試驗(yàn)第2 d出現(xiàn)最大差異。

2.2.4 土壤熱通量在相同的輻射條件下，對照的平均土壤熱通量比鹽結(jié)皮土壤高47.4%（圖2d）。鹽結(jié)皮土壤與對照的土壤熱通量在試驗(yàn)周期內(nèi)整體呈現(xiàn)出前期快速上升，之后趨于穩(wěn)定的變化趨勢，但兩者的變化趨勢并不完全相同。對于對照，土壤熱通量在試驗(yàn)前3 d 從133.7 W·m-2急劇上升到了347.4 W·m-2，相對增加了159.8%；之后土壤熱通量趨于穩(wěn)定高值（>350 W·m-2）。與對照不同，對于鹽結(jié)皮土壤，由于凈輻射在試驗(yàn)前2 d急劇下降，導(dǎo)致土壤熱通量在該時(shí)段也從141.2 W·m-2快速下降到了81.7 W·m-2，相對減少了42.2%；之后土壤熱通量在試驗(yàn)第2～7 d 出現(xiàn)先快后慢再快的上升階段，從81.7 W·m-2上升到了210.6 W·m-2，日均增加了22.4%；試驗(yàn)7 d后土壤熱通量趨于穩(wěn)定（平均201.6 W·m-2）。

鹽結(jié)皮土壤與對照的土壤熱通量最大差值出現(xiàn)在試驗(yàn)第3 d，鹽結(jié)皮土壤的土壤熱通量比對照減少了62.6%，這是因?yàn)閷φ盏臐摕嵬吭诘?～3 d的快速下降，雖然對照的感熱通量在該時(shí)段快速上升，但感熱通量增加的能量要小于潛熱通量減少的能量，導(dǎo)致對照的凈輻射在試驗(yàn)第2～3 d 支出的能量減少，從而轉(zhuǎn)化為土壤熱通量的能量增加。而鹽結(jié)皮土壤的凈輻射和感熱通量在試驗(yàn)第2～3 d變化相對穩(wěn)定，潛熱通量的減少使土壤熱通量相應(yīng)的增加，但此時(shí)鹽結(jié)皮土壤的土壤熱通量仍處于較低值。因此，對照在試驗(yàn)第2～3 d 與鹽結(jié)皮土壤的土壤熱通量差值迅速增大，并在試驗(yàn)第3 d 達(dá)到最大值。

2.3 鹽結(jié)皮影響能量平衡的機(jī)理

鹽結(jié)皮土壤的凈輻射、感熱通量和潛熱通量與對照表現(xiàn)出了不同程度的差異。鹽結(jié)皮改變了土壤熱通量的變化趨勢，進(jìn)而影響了兩者的能量平衡狀況。蔡福等［39］研究表明，土壤表面的反照率是決定凈輻射的主要因素。Li等［40］認(rèn)為，鹽結(jié)皮的存在會提高土壤表面的反照率，導(dǎo)致鹽結(jié)皮土壤的凈輻射和表面溫度低于無鹽條件下的土壤，同時(shí)，鹽結(jié)皮也會降低蒸發(fā)，進(jìn)而影響潛熱通量的變化。

2.3.1 反照率在相同的輻射條件下，鹽結(jié)皮在試驗(yàn)前2 d 快速增長并覆蓋土壤表面，使鹽結(jié)皮土壤的反照率在試驗(yàn)前2 d從0.25快速增加到了0.52（圖4a），之后逐漸穩(wěn)定在0.55。而相比于鹽結(jié)皮土壤，對照的反照率對土壤表層水分有很強(qiáng)依賴性［9］。因此，在逐漸干燥條件下，對照反照率的變化趨勢相對平緩，在試驗(yàn)前2 d增加很少，之后在試驗(yàn)第2～6 d從0.11 快速增加到了0.24，之后趨于穩(wěn)定值0.25。對比鹽結(jié)皮土壤與對照的反照率變化趨勢可知，兩者在試驗(yàn)第2 d 差異最大，鹽結(jié)皮土壤反照率比對照高0.41，差值最小在試驗(yàn)第1 d，鹽結(jié)皮土壤反照率比對照高0.15。鹽結(jié)皮土壤平均反照率比對照高0.31。Fujimaki 等［9,31］的研究也表明，隨著鹽結(jié)皮質(zhì)量的持續(xù)增加，鹽結(jié)皮土壤的反照率可比無鹽條件下的土壤高0.3。本研究與前者的結(jié)論具有一致性，驗(yàn)證了鹽結(jié)皮在發(fā)育過程中會提高土壤表面反照率這一現(xiàn)象。

圖4 鹽結(jié)皮土壤和對照的反照率和入射短波輻射的動態(tài)變化Fig.4 Dynamic variations of albedo and downward short wave radiation in salt-crusted soil and control treatment

鹽結(jié)皮土壤與對照反照率之間的差異直接影響入射短波輻射。郭浩南等［13］研究指出，土壤表面的高反照率值會減少接收的入射短波輻射，進(jìn)而引起凈輻射的下降。本研究結(jié)果表明，鹽結(jié)皮土壤與對照的入射短波輻射（圖4b）在試驗(yàn)周期內(nèi)的變化趨勢與凈輻射具有較高的一致性，但與反照率表現(xiàn)出了相反的變化特征。在反照率的影響下，鹽結(jié)皮土壤的入射短波輻射整體少于對照，而入射短波輻射是凈輻射的主體，從而鹽結(jié)皮土壤的凈輻射也整體偏少。由此可知，鹽結(jié)皮的增長導(dǎo)致反照率在試驗(yàn)前2 d 快速增加，是引起鹽結(jié)皮土壤凈輻射在試驗(yàn)前2 d 迅速下降的主要原因。這一發(fā)現(xiàn)也與Li等［17,37］研究結(jié)論相一致。因此，相比于對照，鹽結(jié)皮的發(fā)育過程顯著改變了反照率的變化特征，這一現(xiàn)象是導(dǎo)致鹽結(jié)皮土壤的凈輻射與對照存在較大差異的原因所在。

然而，鹽結(jié)皮對反照率的影響原因目前尚不清楚。Fujimaki 等［9］認(rèn)為鹽結(jié)皮在土壤表面形成發(fā)育會使土壤表面變白，類似于積雪覆蓋，而積雪表面通常具有高反照率的特性［41］。因此，根據(jù)積雪高反照率的原理，推測白色的鹽結(jié)皮表面吸收光源的能力較差，入射短波輻射大多被反射，并且鹽結(jié)皮表面并不光滑（圖5 b），具有更強(qiáng)的漫反射性，從而使鹽結(jié)皮也具有高反照率的特性。但本研究并未進(jìn)一步分析鹽結(jié)皮的表面特征（如顏色和粗糙度）如何作用于反照率，因此未來仍需進(jìn)一步研究鹽結(jié)皮影響反照率的機(jī)理。

圖5 試驗(yàn)結(jié)束時(shí)對照與鹽結(jié)皮土壤的表面特征Fig.5 Surface characteristics of salt-crusted soil and control treatment at the end of the experiment

2.3.2 土壤表面溫度鹽結(jié)皮土壤與對照的表面溫度與感熱通量的變化趨勢具有較高的一致性（圖2b、圖3），但鹽結(jié)皮土壤與對照的表面溫度變化趨勢存在很大的差異性。對照的表面溫度在試驗(yàn)前3 d迅速上升，之后呈緩慢增加的趨勢。而鹽結(jié)皮土壤在鹽結(jié)皮發(fā)育過程的影響下，反照率的提高減少了土壤表面接收的熱量，表面溫度在試驗(yàn)前2 d 出現(xiàn)下降趨勢，之后反照率趨于穩(wěn)定，表面溫度也逐漸穩(wěn)定，表面溫度直至試驗(yàn)第8 d 開始波動上升。整體上，鹽結(jié)皮土壤的表面溫度（平均38.9 ℃）低于對照（平均54.8 ℃），該結(jié)果與Li等［17］和唐洋等［18］研究結(jié)論相似。由此可知，鹽結(jié)皮的增長改變了表面溫度的變化趨勢，鹽結(jié)皮土壤與對照的表面溫度不同進(jìn)一步引起了兩者感熱通量的差異。

2.3.3 土壤蒸發(fā)潛熱通量同時(shí)受到表面溫度和蒸發(fā)的影響，但蒸發(fā)對潛熱通量的影響顯著大于表面溫度［35］。本研究中，鹽結(jié)皮土壤與對照的蒸發(fā)變化趨勢均表現(xiàn)為前期快速下降，后期趨于穩(wěn)定（圖6），但造成兩者下降趨勢的原因不同。Gran 等［36］和Shokri等［42］認(rèn)為，在逐漸干燥條件下，蒸發(fā)起初發(fā)生在濕潤的土壤表面，而隨著表層土壤水分損失，蒸發(fā)快速下降，蒸發(fā)面也逐漸向土壤內(nèi)部下移，轉(zhuǎn)為水汽擴(kuò)散進(jìn)行。而Fujimaki等［31］和Nachshon等［11］研究發(fā)現(xiàn)，當(dāng)土壤表面鹽結(jié)皮出現(xiàn)時(shí)，鹽結(jié)皮產(chǎn)生的阻力是引起蒸發(fā)下降的驅(qū)動力，鹽結(jié)皮下方的表層土壤仍處于濕潤狀態(tài)。在本研究中，對于逐漸干燥的對照，蒸發(fā)在試驗(yàn)前2 d下降相對緩慢，是由于此時(shí)土壤表層尚處于濕潤狀態(tài)，而隨著表層土壤水分的快速損失，2 d后蒸發(fā)快速下降；直至試驗(yàn)第5 d后表層土壤完全干燥，蒸發(fā)進(jìn)入水汽擴(kuò)散階段。而鹽結(jié)皮土壤隨著鹽結(jié)皮覆蓋面積的快速增長（圖1），蒸發(fā)阻力的增加導(dǎo)致蒸發(fā)在試驗(yàn)前2 d 快速下降。而鹽結(jié)皮抑制蒸發(fā)的作用保留了土壤水分，使得鹽結(jié)皮土壤的蒸發(fā)在試驗(yàn)第6 d后進(jìn)入水汽擴(kuò)散階段（<1.5 kg·m-2），但蒸發(fā)依然高于對照（<1.0 kg·m-2）。鹽結(jié)皮土壤與對照的蒸發(fā)進(jìn)入水汽擴(kuò)散階段的時(shí)間不同，導(dǎo)致兩者的潛熱通量分別在試驗(yàn)的第6 d和第5 d降為0。

圖6 鹽結(jié)皮土壤和對照的蒸發(fā)動態(tài)變化Fig.6 Dynamic variation of evaporation in salt-crusted soil and control treatment

3 結(jié)論

本文通過室內(nèi)模擬試驗(yàn)結(jié)合能量平衡模型，基于現(xiàn)有的土壤表面反照率模型對其進(jìn)行改進(jìn)，建立了鹽結(jié)皮發(fā)育過程與反照率之間的關(guān)系，利用鹽結(jié)皮的覆蓋面積耦合鹽結(jié)皮土壤的反照率，改進(jìn)了能量平衡模型，首次定量分析了土壤鹽結(jié)皮形成發(fā)育過程影響下能量平衡的動態(tài)變化。主要結(jié)論如下：

（1）在持續(xù)照射條件下（1000 W·m-2，16 d），鹽結(jié)皮在前期快速發(fā)育并完全覆蓋土壤表面（<2 d），發(fā)育過程符合Logistic 增長模型（R2=0.99）。鹽結(jié)皮土壤的反照率隨鹽結(jié)皮的形成發(fā)育快速增加，比對照高出0.15～0.41，從而使鹽結(jié)皮土壤的平均凈輻射比對照減少了47.9%。

（2）鹽結(jié)皮土壤的高反照率顯著降低了土壤對熱量的吸收，導(dǎo)致表面溫度降低了16 ℃，進(jìn)而使鹽結(jié)皮土壤的平均感熱通量比對照減少了52.4%。

（3）鹽結(jié)皮的存在使鹽結(jié)皮土壤的平均潛熱通量比對照減少了46.8%，但延長了潛熱交換的持續(xù)時(shí)間。

（4）鹽結(jié)皮對凈輻射、感熱和潛熱通量的影響，使鹽結(jié)皮土壤的平均熱通量比對照減少了47.4%?？傊?，鹽結(jié)皮發(fā)育過程中反照率的變化顯著影響了土壤熱量平衡狀況。