2024, Vol. 61
我国东北的黑土区是世界上四大仅有的黑土区之一，是中国重要的大粮仓[1]。黑土区耕地面积18.3万km2，占整个东北典型黑土区的1/3[2-3]，自然黑土较肥沃，但在开垦后，经历了轮耕休耕期、人畜低强度利用期和机械化高强度利用期，用养失调和土壤侵蚀使得黑土逐渐出现了物理、化学和生物等性质变化，黑土出现不同程度的退化[4]，外在表现为变瘦、变薄、变硬等多个方面，其中机械耕作直接导致土壤水力性质恶化，加剧了坡耕地土壤侵蚀。
为了减少土壤侵蚀和增加土壤温度，黑土区多采用沟垄耕作。沟垄耕作是通过机械作业在坡耕地上沿等高线开犁形成沟和垄台，进而将作物播种在垄台上的一种耕作模式，是改善表层土壤物理属性和水文属性，影响农田系统水文学的主要因子之一[5-7]。虽然沟垄耕作能提高产量[8]，但同时沟垄耕作改变了地表的微地形，潜在助力侵蚀沟发生[9]。东北黑土区主要使用大型机械进行沟垄耕作，长期耕作后对耕地土壤性质和作物生长的影响是人们普遍关注的一个重要问题。关于黑土的研究表明，使用机械进行耕作很容易破坏高黏土和高含水量的农田生态系统的土壤结构，对土壤产生的影响不仅直接降低了黑土的持蓄水能力，还大大降低了土壤耕性，限制作物根系的生长和发育，造成一系列土壤物理性质的退化，不同程度的压实会促使不同深度的土壤各径级孔隙之间体积的转化[10]，影响降雨的入渗，更易产生地表径流，加剧土壤侵蚀。大型机械的犁耕深度可以超过25 cm甚至45 cm[11]，这也就造成了长缓坡地形条件下由耕作方式所引起的土壤侵蚀更加剧烈，有研究指出等高垄作在坡耕地产生地表径流汇集而冲毁垄台的“沟渠效应”，促进了黑土耕地侵蚀沟的发育[12]。
有关黑土耕作的研究主要集中于探究不同耕作方式的相对优缺。相较于传统耕作，深松降低土壤紧实度[13]；秸秆覆盖免耕能改善并稳定土壤结构，提高土壤持水蓄水能力[14]；垄作措施有助于改善土壤结构，尤其是能显著增强黑土团聚体的稳定性[15]。已有的研究很少关注长期机械沟垄耕作整体行为对黑土耕地水力性质的影响，无法评估耕作对黑土耕地水力性质退化(从而加剧土壤侵蚀)的定量作用。土壤水力性质是决定土壤水分状况和土壤水分运动过程的关键因子[16]，例如，土壤垂直方向的导水率影响降水入渗和土体储水深度，水平方向的导水率影响沟垄产流和坡下位壤中流[17]，它们综合起来决定了坡耕地的土壤水文过程，最终影响作物水分利用和侵蚀动力，但目前还没有专门研究长期沟垄耕作对黑土水力性质影响的文献。因此，本研究通过将典型黑土区长期耕作的耕地与未经耕作的林地的土壤进行对比，研究沟垄耕作后对土壤垂直和水平方向造成的穿透阻力、导水性能以及持水性能等变化，揭示长期耕作对黑土水力性质的影响，以期为黑土地保护提供科学参考。
1 材料与方法 1.1 试验区概况试验区属于典型黑土区，从北往南选择嫩江市九三农场管理区(48°46′N)、海伦市(47°30′N)、哈尔滨市巴彦县(46°23′N)等三个纬度的典型农田单元为研究对象。三个纬度带南北跨度300 km，分别代表了典型黑土区的北部、中部和南部，平均海拔分别为320 m、230 m和170 m，是典型的漫岗地形，土地大多被开垦为农田，长期进行机械沟垄耕作，种植作物以玉米和大豆轮作为主，一年一熟。每个纬度带内分别选取地形坡度平均为1%、2%和3%的三个代表性农田单元，总共9个农田单元，以其中的村庄命名，按坡度顺序为所在嫩江市九三农场管理区的荣军农场、鹤山农场与尖山农场(48°45′52″~48°49′98″N，125°10′69″~125°24′51″E)，海伦市的南阳村、东兴村与大成村(47°17′51″~47°31′27″N，126°54′75″~127°7′66″E)，哈尔滨市巴彦县的望山村、洪广村与前冯炉屯(46°22′10″~46°23′89″N，126°57′47″~127°11′31″E)。三个纬度区域的开垦时间：巴彦县1862年招垦，1954年开始使用拖拉机(巴彦县志)；海伦县1898年开垦，1955年建农场大规模开垦(海伦农场志，海伦县志)；嫩江1931年日本开拓团开垦，1955年建立农场大规模开垦(嫩江农场史)。
1.2 土壤样品采集与现场测量在上述三个纬度区域的哈尔滨市望山村、嫩江市鹤山农场与海伦市大成村的代表性农田单元，采集垂直和水平两个方向的原状环刀土样，分别在林地和耕地两种不同的土地利用方式的农田进行，样品采集时间为2022年4月中旬到6月中旬。一为流域内未进行长期耕作的林地，将林地土壤划分为0~15 cm和15~30 cm两层；二为流域内长期耕作的耕地，将垄台土壤划分为0~15 cm耕作层和15~30 cm犁底层两层。取样坡位为坡中，其中林地和耕地两块地相连，地形一致，取样点在相同的坡位仅相距数十米，分别在上述土层的垂直、水平两个方向取三个环刀原状土样品。三个纬度区域分别取12个林地环刀原状土样品和12个耕地环刀原状土样品，并取1 kg农化分析土样。三个纬度区域的其余6个代表性农田单元旁均无与耕地相连林地，只采集了耕地土壤样品。分别取坡中耕地0~15 cm、15~30 cm两个层次的垂直方向的三个环刀原状土样，每地共取6个，并在同一深度下取1 kg农化分析土样。
上述9个代表性农田单元均进行原位土壤穿透阻力测量。测定时间为2022年5月中旬到6月中旬，该时段为融雪春耕后，各地土壤含水量较高，田间现场测量的穿透阻力可以相互比较。在各个测量点使用SC900土壤紧实度仪，在深30 cm土壤中每增加2.5 cm得到一个穿透阻力数据，将得到的数据分为0~15 cm土层和15~30 cm土层两组分别统计，并以农田单元所处区域合并统计。
1.3 土壤基本理化性质测定农化分析土样风干过2 mm筛后，采用沉降法测定土壤颗粒组成，外加热法测定土壤有机质含量，环刀烘干称重法测定土壤容重。饱和后的原状环刀土样，通过离心机在不同吸力下(0、10、30、50、100、300、500和1 500 kPa)得到不同含水量，在对应的不同含水量下，使用WG-I型微型贯入仪在环刀样品表面用探针贯入10 mm，停止贯入时即得到实测值，重复两次，得到的贯入阻力值经换算得出土壤穿透阻力。
探针贯入对样品表面破坏较小，可以忽略不计其造成的局部压实。将穿透阻力与土壤性质(土壤含水量、容重)之间的数据进行拟合[18]，公式如下：
| $\mathrm{PR}=\mathrm{a} {\rm{\mathsf{ρ}}}^{\mathrm{b}} \theta^{\mathrm{c}} $ | (1) |
式中，PR为穿透阻力，kPa；ρ为土壤容重，g·cm–3；θ为含水量，cm3·cm–3；a、b、c分别为三个模型参数[19]。
1.4 土壤水分特征曲线测定将土壤原状样品饱和后，用离心机法[20]测定土壤水分特征曲线。在RETC软件中采用van Genuchten模型[21]对水分特征曲线测定值进行拟合，得到最优拟合参数。将土壤水分特征曲线中33 kPa吸力下的土壤含水量作为土壤田间持水量，1 500 kPa吸力下的土壤含水量作为萎蔫含水量，最大有效含水量是二者的差值。土壤物理质量参数S为土壤水分特征曲线在拐点的斜率[22]，反映了土壤综合物理性状，S≥0.050为优，0.050≥S≥0.035为良，0.035≥S≥0.020为差，S < 0.020为极差。计算公式如下：
| $ {\text{S}} = - n({\theta _s} - {\theta _r}){\left[ {\frac{{2n - 1}}{{n - 1}}} \right]^{\left[ {\frac{1}{n} - 2} \right]}} $ | (2) |
式中，n、θs、θr为土壤水分特征曲线拟合参数。n为形状参数，无量纲；θs为饱和含水量，cm3·cm-3；θr为残余含水量，cm3·cm–3。
1.5 土壤饱和导水率测定与非饱和导水率计算环刀原状样品采用定水头法[23]测定土壤饱和导水率(Ks)；结合土壤水分特征曲线，使用RETC软件中VG-Mualem模型计算非饱和导水率，公式如下：
| $ {\text{K}}(\theta ) = {{\text{K}}_{\text{s}}}{{\text{S}}_{\text{e}}}^l{[1 - {(1 - {{\text{S}}_{\text{e}}}^{n/(n - 1)})^{1 - 1/n}}]^2} $ | (3) |
| $ {{\text{S}}_{\text{e}}} = \frac{{\theta - {\theta _{\text{r}}}}}{{{\theta _s} - {\theta _r}}} $ | (4) |
式中，K(θ)为非饱和导水率，cm·d–1；Se为有效饱和度；Ks为饱和导水率，cm·d–1；l为形状因子，取0.5，无量纲。
1.6 数据处理采用SPSS 25.0对土壤容重、有机质、颗粒组成、穿透阻力、饱和导水率、饱和含水量、田间持水量、有效含水量、萎蔫含水量等数据进行单因素方差分析，显著性水平为0.05，并进行数据统计，计算平均值、标准差、标准误差等。图中曲线数据为平均值±标准差(一个标准差，以阴影部分表示)，表中数据为平均值±标准误差。使用Origin Pro 2021软件作图。
2 结果 2.1 土壤基本理化性质由表 1所示，耕地0~30 cm的土壤容重在1.20~1.46 g·cm–3之间，嫩江市耕地各层次容重最大(1.38~1.46 g·cm–3)，其次是哈尔滨与海伦，三地平均值为1.31 g·cm–3，显著高于林地0~30 cm平均土壤容重1.03 g·cm–3(0.84~1.17 g·cm–3)。耕地土壤容重远大于林地对应土层，0~15 cm耕作层(1.26 g·cm–3)较林地增大了0.25 g·cm–3；15~30 cm犁底层增加幅度为0.27 g·cm–3。从质地上来看，耕作没有使质地整体发生变化。但耕地土壤有机质含量显著低于林地。
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表 1 林地和耕地不同层次土壤剖面基本理化性质 Table 1 Characterization of soil profile at different layer of woodland and cultivated land |
各地的实地含水量均很高，接近田间持水量，因此实地测量的土壤穿透阻力可以直接进行比较。虽然各地土壤穿透阻力有很大差异(图 1)，但均呈现耕层土壤的穿透阻力低于同地区犁底层，0~15 cm层的穿透阻力普遍在0~500 kPa，其中哈尔滨 > 海伦 > 嫩江；15~30 cm层则在500~1 500 kPa。各地犁底层的平均穿透阻力(897.04 kPa)为耕作层的1.89倍，海伦平均穿透阻力要略大于哈尔滨。根据(1)拟合得到穿透阻力与含水量的关系曲线，以及不同容重下的曲线分布(图 2)。含水量较高时，耕地与林地土壤穿透阻力相当(甚至低于林地土壤)，但随着含水量降低，耕地土壤的穿透阻力增加速度大于林地土壤，说明干旱时耕地土壤穿透阻力大于林地。在相同的1.1 g·cm–3容重下，含水量为0.30 cm3·cm–3附近为耕地土壤穿透阻力超过林地土壤的转折点，容重为1.3与1.5 g·cm–3时则分别约为0.31和0.33 cm3·cm–3。当含水量为0.50 cm3·cm–3时，容重从1.1增至1.5 g·cm–3，耕地与林地的穿透阻力增幅分别为160和280 kPa。当含水量降至0.3 cm3·cm–3时，耕地的穿透阻力增幅(1 460 kPa)为林地土壤的1.4倍。这些数据表明耕地土壤的力学性质退化明显。
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图 1 耕地土壤0~15 cm耕作层和15~30 cm犁底层的穿透阻力 Fig. 1 Penetration resistance of 0~15 cm plough layer and 15~30 cm plough pan in cultivated land |
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图 2 不同容重与含水量下林地和耕地的穿透阻力曲线 Fig. 2 Penetration resistance curves of woodland and cultivated land under different bulk density and water content |
从嫩江土壤水分特征曲线形状看(图 3)，林地土壤的曲线较陡，含水量范围更大，显示其是具有良好结构(孔隙分布)的土壤，而耕地的曲线较平，含水量范围更小，显示其是结构退化的土壤。其余两地均表现与嫩江同一差异(表 2)。林地土壤的持水和供水性能较好，具体还表现在van Genuchten模型的参数和土壤水分常数上(表 2~表 3)：整体上林地n值略大于耕地；两种土壤差异主要表现在林地的参数α远大于耕地。Α为土壤进气值的倒数，反映大孔隙状况，耕地α较小，土壤大孔隙较少。林地垂直方向的α平均为0.58 cm–1，高于水平方向(0.4 cm–1)，耕地垂直方向(0.27 cm–1)较水平方向高0.23 cm–1。各地林地土壤最大有效含水量平均为0.19 cm3·cm–3(0.14~0.23 cm3·cm–3)，耕地为0.15 cm3·cm–3(0.10~0.21 cm3·cm–3)。耕地垂直与水平方向的最大有效含水量没有显著差异，但其均显著低于林地垂直(0.18~0.20 cm3·cm–3)与水平(0.16 cm3·cm–3)方向上的最大有效含水量。上述土壤水分性质最终在土壤物理质量S指标上得到体现，嫩江的耕地S均值(0.029±0.002)为差，而林地S均值(0.050±0.006)为优；海伦的耕地S均值(0.77~0.94)为优，而林地S均值(0.33~0.34)为良)；哈尔滨耕地S均值(0.012±0.003)为极差，而林地均值(0.046±0.005)为良。三地耕地S均值为差(0.025)，而林地S均值为优(0.061)，反映了耕地土壤物理性质总体退化严重。
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图 3 林地与耕地的土壤水分特征曲线 Fig. 3 Soil water characteristic curve of woodland and cultivated land |
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表 2 林地、耕地土壤水力学特性参数 Table 2 Soil hydraulic characteristic parameters of woodland and cultivated land |
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表 3 林地、耕地不同层次与取样方向土壤水力学特性参数 Table 3 Soil hydraulic characteristic parameters of different layers and sampling directions of woodland and cultivated land |
从图 4a可以看到，虽然各地土壤饱和导水率差异较大，但总体上，林地饱和导水率均显著大于耕地，均值(221.13 cm·d–1)为耕地的3.05倍，其中海伦林地的导水率较耕地高213.71 cm·d–1。不仅如此，耕作对导水率的影响差异导致林地和耕地分别在两个方向与两个层次均有不同的表现(图 4b)。垂直方向上林地0~15 cm层土壤导水率为15~30 cm层土壤的两倍，而耕地0~15 cm层土壤导水率(64.67 cm·d–1)为15~30 cm层土壤(6.61 cm·d–1)的10倍；水平方向林地0~15 cm层土壤(117.72 cm·d–1)较15~30 cm层(172.92 cm·d–1)小55.2 cm·d–1，而耕地0~15 cm层土壤为15~30 cm层的5.69倍，呈现出了相反差异。耕地同一层次水平方向的导水率均要大于其垂直方向，0~15 cm层水平方向较垂直方向大18.17 cm·d–1，15~30 cm层水平方向为垂直方向的2.2倍，林地在15~30 cm层也出现了水平方向大于垂直方向的情况，但差异没有耕地明显。这些结果表明耕作降低了土壤的导水率，垂直方向受耕作的影响更大，降至更低，因此耕地更易产生横向水流。
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图 4 林地和耕地的土壤饱和导水率 Fig. 4 Soil saturated hydraulic conductivity of woodland and cultivated land |
非饱和导水率对土壤供水和作物吸水非常重要。由图 5非饱和导水率曲线可知，土壤水吸力为0~33 kPa时林地较耕地导水率高；33 kPa后导水率大幅下降，但耕地较林地下降速率小。开始干旱时，100 kPa吸力耕地各层次平均非饱和导水率约为0.01 cm·d–1，约为林地土壤的三分之一；当吸力达300 kPa时，此吸力已经开始限制植物根系的水分供应，耕地的非饱和导水性仍较林地差，导水率是林地土壤的28%。各个层次来看，林地以垂直方向的非饱和导水率下降更为迅速，同样的规律也表现在了耕地上。
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图 5 林地和耕地的非饱和导水率曲线 Fig. 5 Unsaturated hydraulic conductivity curves of woodland and cultivated land |
本研究针对林地土壤与长期进行机械耕作的耕地土壤进行比较，通过二者各项性质差异分析得出，长期的机械耕作导致土壤紧实，改变土壤的理化性质，使土壤结构变差，减弱了土壤的持水性和导水性，物理质量显著退化。对于长期耕作的三个地区，嫩江虽然开垦时间最短，但土壤容重最大，导水率最小。嫩江纬度最大冬季最长，融雪解冻较其他两地缓慢，地块受冻融侵蚀的影响最大，并且田块隶属农场，很早就开始了集体大型机械耕作。耕作层与犁底层土壤结构差别相对最大的是哈尔滨，这可能是因为哈尔滨的开垦年限相对较长，长期沟垄耕作使得土壤分层退化。海伦未长期耕作的林地保水性与导水性最好，经过近七十年左右的开垦，土壤水力性质严重退化。
耕作使土壤结构变差只是一方面影响，本文发现，另一方面还造成了耕地土壤的力学性质和导水率分层。在耕作的影响下土壤被分为两层，土壤的表层一般是在耕翻的影响下的活土层，称为耕作层；耕作层以下土壤受耕作器具压实影响[23-24]，导致土壤容重增加形成较为紧实的土层犁底层[25-26]。本文结果显示0~15 cm表层和15~30 cm的亚表层在水力学性质上表现出极大的差异。虽然一定厚度的耕层和犁底层有利于水分保持，但在集约式耕作下，大型农机具的大范围使用，耕地土壤不断被碾压，这样一定厚度的耕作层和犁底层之间的平衡遭到破坏，两个层次的差异(特别是导水率与容重)不断扩大，人为造成了土壤性质在层次之间的差异[27]。研究表明[28-29]，层状土壤水分运动明显不同于均质土壤，主要表现为土壤分层界面处存在毛管障碍，其一维垂向入渗过程中实际渗透率仅为理论值的20.5%，特别是当犁底层渗透能力较差时，耕地整体土层的渗透率只有犁底层渗透率的33.5%，渗透率的显著降低减少了水分的下渗并促进了水分在上层的储存，导致产生更多的地表径流[30]。田间土壤的水分运动状态又与地表径流的产生相互影响与联系[31]，这有利于超渗产流从而产生地表侵蚀。同时，东北黑土区主要采用大豆-玉米轮作，大豆与玉米是黑土区的支柱作物，玉米根系最深可以分布到200 cm土层[32]，对于15 cm深度以下大孔隙分布量极少的黑土而言，对植物的根系发育有很大的制约。
耕地土壤除了水分性质和力学性质分层，耕作还导致黑土导水率在方向上出现异化。林地土壤的垂直方向的导水率显著大于水平方向上的导水率，这利于降水入渗，而耕作层却相反，耕作层水平方向的导水率大于垂直方向的导水率，表明长期耕作扰乱了原有土壤的水分运动。这是因为水平方向为机械犁耕的行走方向，在耕作层易造成土壤结构体在水平方向堆垒，水平方向有结构体之间的大孔隙；而在犁底层，水平方向的耕作和压实形成紧实的片状结构，这种变化不仅不利于土壤水分下渗反而利于地表产流，特别利于耕作层与犁底层之间产生浅层侧向壤中流[33]，例如田块犁底层的存在会抑制水流的垂直运动，减少深层渗漏，但同时增强了水流沿耕作层侧向运动的能力[34]，促进耕层土壤侵蚀，也促进侵蚀沟发育。沟垄耕作通过对微地形改造，增加了地面粗糙度，延长水分下渗时间[35]，抑制径流及土壤冲刷，减少了水土流失，这是其好的一方面；但另一方面，垄沟中的土壤最紧实，加之垄沟本身属于局部凹陷，容易聚集降水径流，在垄沟中聚集的水分较在垄台上更难下渗，提高了整个田块的径流系数，加大了地表径流的冲刷力，从而加剧土壤侵蚀甚至促进耕地浅沟发育，这也是沟垄耕作产生“沟渠效应”[36]的原因之一。
根据调查，就本研究所在地之一的嫩江而言，虽然作物只是一年一熟，但大型农机具一年下地作业可达8次。4月至5月的整地、播种、整压与深松，6月打药并施肥，9月的收割，收割后起垄，完成这8次作业基本均依赖于大型农机具[37-40]。为了抢农时，大型机具可能会在不适合的土壤水分条件下作业，更容易破坏土壤结构。例如，有些年份4月施肥播种期土壤仍然在融雪解冻，此时土壤含水量高(坡下位和低洼地方地表甚至有积水)，不是宜耕期，大型农机具压在湿土上将发生“排水固结”作用(即在外压力作用下土壤孔隙水排出，孔隙被压缩而土壤固结的现象)，土壤更容易被压实。由于农场土地面积大，每台机具要完成的任务大，难以做到所有田块均在宜耕期作业，不合理的耕作是黑土耕地变硬的重要原因。因此，优化种植环节减少作业次数，减小田块面积和加强水利设施建设，促进地势低洼区域排水，在宜耕期下地作业，是当前黑土耕地管理要考虑的问题。
4 结论长期耕作使得土壤物理与水力性质严重退化。与未进行机械耕作的林地土壤相比，耕地有机质含量降低，质地未发生变化，但容重显著提高，穿透阻力增加，导水性与持水供水性显著降低，有效含水量大幅度降低，土壤物理质量指数S值从“优”退化为“差”。耕作层和犁底层之间的平衡遭到破坏，两个层次的差异在导水率与容重方面不断扩大，造成了耕地土壤的耕作层与犁底层在紧实度和导水率的分层，人为造成了土壤性质在层次之间的差异。耕作使导水率在垂直方向降低更多，而水平方向降低少，耕层土壤导水率大小在方向上的异化扰乱了原有土壤的水分运动方向；犁底层导水率低，容易聚集降水而产生侧向壤中流；垄沟中的土壤导水率极低，水分无法下渗是促进“沟渠效应”的重要原因。
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