江汉平原位于长江中游湖北省中南部地区,总面积约3.8万km²。该地为北亚热带季风气候,具有雨量充沛、日照足、四季分明等特点。年均降水量1 100～1 400 mm; ≥3℃积温为5 100～5 300℃,1月平均气温为2～4℃,7月均温在28℃以上。研究区主要农作物为水稻,多年平均地下水位1.0 m左右,土壤母质以近现代河流冲积物和湖相沉积物为主,土壤类型多为潜育型和潴育型水稻土,典型剖面产状为Ap—P—C,土壤质地为壤土和黏壤土^[15]。

本研究以典型稻田的耕作层和犁底层土壤为供试土样,土壤样品采集于华中师范大学江汉平原农业生态系统监测站(29°58'N,112°20'E),土壤基本理化性质见表1。

表1 土壤基本理化性质

试验分为土壤样品制备、干燥裂隙发育试验和增湿裂隙闭合试验3部分。

土壤样品制备:将风干后的土样碾碎过2 mm筛,按原容重填至直径为20 cm的圆形试验容器,土样厚度为10 mm。填装结束后使用气压喷壶均匀缓慢加水使其饱和,尽量减少加水过程对土壤表层的扰动,整个加水饱和过程持续72 h; 每层土样3个重复。由于土壤在吸水后发生了膨胀,我们测定了土壤饱和后的体积,耕作层和犁底层土壤饱和后的实际土壤容重分别为0.85,1.28 g/cm³。

土壤干燥裂隙发育试验:将饱和的土样放置在恒温箱中(30℃)开展干燥试验。当裂隙第一次出现时,称量填装圆盘和填装土样的总质量,以获取含水量数据,同时对土样进行拍照。此后,分别以3.0%,2.0%的水分含量梯度对耕作层和犁底层的裂隙发育过程进行拍照。当24 h内的土样含水量变化<0.1%时,认为裂隙发育完全,干燥试验结束。为保证图片质量,在拍照时需要固定拍照位置和相机高度,同时保证除倾斜照射土样的2个日光灯外无其他光源。

土壤增湿裂隙闭合试验:在干燥试验结束后,用保鲜膜密封容器并在室温下静置土样10 d(模拟长期无降雨条件),然后开始增湿试验。用气压喷壶对土样进行均匀缓慢喷水,每次喷水量为2%的土壤质量含水量。喷水时应保证不会破坏土壤结构,且土样表面不产生洼水。喷水结束后,用保鲜膜密封覆盖,以避免土样中水的蒸发散失。每次喷水24 h或48 h后(湿润前期为48 h,后期为24 h),认为土壤膨胀变形达到稳定且其内部水分已达平衡状态,再对土样进行称重,以计算实际含水量; 并拍照记录。重复上述步骤,直到加水48 h后土壤裂隙中仍有水可流动,则认为土壤已无法继续吸收水分,增湿试验结束。

采用图像分析法对裂隙图像进行处理,用于后期提取裂隙发育参数。为消除试验容器边缘对裂隙的影响,利用Photoshop准确裁剪出图片中部12 cm*12 cm的区域。结合matlab图像处理功能,通过二值化、杂点去除、边缘提取和骨架化等流程(图1),对裂隙图像进行处理^[16-17]。

图1 裂隙图像处理过程

Dc=A/S*100%(1)

式中:Dc为裂隙面积率(%); S为研究区域总面积(mm²); A为裂隙面积(mm²)。

裂隙长度密度为裂隙长度与研究区域面积的比值:

Lc=L/S(2)

式中:Lc为裂隙的长度密度(mm/mm²); L为裂隙总长度(mm)。

裂隙当量宽度为2倍裂隙的面积与裂隙的周长之比,用以取代平均宽度:

EW=(2A)/P(3)

式中:EW为裂隙的当量宽度(mm); P为裂隙总周长(mm)。

土壤裂隙的发育具有随机性,可分为一级裂隙与二级裂隙两类^[17]。随着干湿交替进行,土壤裂隙发育过程见图2。

图2 裂隙发育过程

在犁底层土壤干燥过程中,裂隙的形成可分为3个阶段:(1)41.2%≥θ>25.2%,裂隙不断形成(包括一级裂隙和二级裂隙)(图2K—L);(2)25.2%≥θ>4.0%,裂隙宽度逐渐增加,裂隙骨架逐渐趋于稳定(图2M—O);(3)4.0%≥θ,裂隙停止拓展。

在犁底层土壤增湿过程中,裂隙的闭合可分为3个阶段:(1)16.0%≥θ≥4.0%,裂隙宽度逐渐减小(图2P—R);(2)36.0%≥θ>16.0%,裂隙连接点逐渐消失,裂隙宽度继续减小(图2S—T);(3)θ>36.0%,裂隙停止闭合。

在干燥过程中,裂隙面积率随含水量的降低而逐渐增大,当达到一定程度后裂隙面积率不再发生变化(图3)。对于耕作层土壤,当其θ=65.5%时出现裂隙; 当65.5%>θ>15.1%时,裂隙面积率随θ的降低而迅速增长; 当15.1%≥θ时,裂隙基本稳定,随着θ的继续降低裂隙面积率变化极小; 当θ=6.0%时,裂隙面积率达最大值16.1%。对于犁底层土壤,当其θ=41.2%时出现裂隙; 当39.4%≥θ≥18.0%时,裂隙面积随θ的降低而迅速增长; 当17.0%≥θ时,随着θ的降低裂隙面积率变化极小,裂隙基本稳定; 当θ=4.0%时,裂隙面积率达最大值9.9%。

图3 裂隙面积率与含水量关系

在干燥过程中,裂隙长度密度先随着含水量的降低迅速增大,到达一定程度后裂隙长度密度维持稳定(图4)。对于耕作层土壤,其θ=65.5%时出现裂隙; 当65.5%>θ>47.2%时,长度密度快速增大; 当47.2%≥θ时,裂隙长度密度变化极小; 当θ=6.0%时,裂隙长度密度达到最大值(0.076 mm/mm²)不再发生变化。对于犁底层土壤,其θ=41.2%时出现裂隙; 当41.2%>θ>25.7%时,长度密度快速增长; 当25.7%≥θ时,裂隙长度密度变化极小; 当θ=4.0%时,裂隙长度密度达到最大值(0.070 mm/mm²)不再发生变化。耕作层与犁底层裂隙长度密度的增加都主要集中在干燥前期。

在增湿过程中,裂隙长度密度随含水量的增加缓慢减小(图4)。耕作层和犁底层土壤在θ分别增至56.2%,36.0%后,裂隙长度密度就不再发生变化,且至增湿试验结束耕作层和犁底层土壤裂隙长度密度分别为0.070,0.056 mm/mm²。增湿过程引起的耕作层和犁底层裂隙长度密度下降幅度均较小,分别为7.9%,20.0%,表明增湿过程结束后大部分裂隙仍然存在。

图4 裂隙长度密度与含水量关系

在干燥过程中,裂隙当量宽度随含水量的降低而逐渐增大,当其达到某一固定数值后不再发生变化(图5)。耕作层土壤在θ=65.5%时出现裂隙,当65.5%>θ>12.2%时,裂隙当量宽度快速增加至2.0 mm左右; 当12.2%≥θ后,裂隙当量宽度变化极小; 当土壤θ=6.0%时,裂隙当量宽度达到最大值后(2.13 mm)不再发生变化。犁底层土壤在θ=41.2%时裂隙出现,当41.2%>θ>16.0%时,裂隙当量宽度快速增加至1.3 mm左右; 当16.0%≥θ时,裂隙当量宽度变化极小; 当θ=4.0%时,裂隙当量宽度达到最大值后(1.38 mm)不再发生变化。

在增湿过程中,随着土壤含水量的增加,裂隙当量宽度不断减小(图5)。耕作层土壤在20.0%≥θ≥4.9%时,裂隙当量宽度减小缓慢; 当44.0%≥θ>20.0%时,裂隙当量宽度迅速减小至1.5 mm左右; 当θ>44.0%时,裂隙当量宽度变化极小; 当θ=56.2%时,裂隙当量宽度不再发生变化。犁底层土壤在13.0%≥θ≥4.7%时,裂隙当量宽度减小缓慢; 当36.0%>θ>13.0%时,裂隙当量宽度逐渐减小至0.7 mm左右; 当θ=36.0%时,裂隙当量宽度不再发生变化。至增湿试验结束,耕作层和犁底层土壤裂隙当量宽度分别为1.37,0.64 mm,二者下降幅度分别为35.7%,53.6%。干缩裂隙完全形成后和增湿完成后耕作层土壤裂隙当量宽度分别为犁底层的1.54倍、2.13倍。

图5 裂隙当量宽度与含水量关系

土壤裂隙主要形成于干燥初期,此时的裂隙长而窄; 而在干燥后期,较少产生新的土壤裂隙,裂隙特征的变化主要为宽度增加,这与许多研究结果基本一致^[13,18-20]。干燥试验之前土壤颗粒的排列形式以边面接触为主,颗粒之间有效应力相对较小,土壤颗粒之间夹角与距离较大,土壤结构松散; 而在干燥过程中随着水分的减少,土壤颗粒间有效应力增加,颗粒间夹角变小,排列形式逐渐向面面接触形式过渡,土壤颗粒逐渐靠近形成团聚体,这在宏观上就表现为土壤体积减小,裂隙面积增加^[20]。在增湿过程中,耕作层和犁底层的裂隙面积率和裂隙当量宽度降幅明显,但裂隙长度密度降幅较小,表明裂隙的闭合和形成是不可逆的两个过程,且裂隙在增湿后不能完全闭合。

唐朝生等^[21]的研究发现土样在吸湿后孔隙比从0.39增加到0.73,比初始值0.85低14%,这也表明土样在干湿过程中发生了不可逆的体积变形。姚志华等^[22]也发现增湿过程中土壤小裂隙会闭合,大裂隙则不能完全闭合。他们认为,由于干燥过程中土壤颗粒的位置和排列方式均发生了较大变化,土壤结构会发生不可逆的破坏,导致土壤在增湿过程中膨胀能力改变; 且土壤存在各向异性,这将导致土壤干燥和增湿过程各裂隙参数变化并不重合^[21-23]。本研究发现在增湿试验结束后,尽管裂隙面积率降幅明显,耕作层和犁底层土壤的裂隙面积闭合率分别为39.8%,61.6%,但裂隙长度密度降幅仅为7.9%,20.0%。而李文杰等^[13]研究表明当含水率达到45%时土壤裂隙完全闭合; 张展羽等^[23]研究也表明当含水率超过某一临界含水量(18%)后裂隙面积率会加速减小至裂隙完全闭合。这可能是由于土壤性质差异或试验条件不同造成。本试验在干燥结束10 d后才开展增湿试验,而部分研究是在干燥试验结束后就开始增湿试验^[13,22-23],这种长期的干燥可能导致土壤的形变更为稳定,不易通过增湿过程闭合。

此外,即使完成干燥过程的土样在重新饱和后裂隙会完全闭合,但这并不意味着裂隙消失,因为裂隙的闭合并不能保证裂隙区域土体的抗拉强度得到恢复。张家俊等^[24]研究发现增湿后的闭合土样再次经历干燥过程时,原有的已愈合的裂隙会首先张开,表明其抗拉性能已经遭到破坏。裂隙的不完全闭合进一步增加了长期干燥后的灌溉和降雨事件引起的快速渗漏风险,因此要尽量避免稻田土壤过于干燥导致土壤形成不能完全闭合的裂隙。对于耕作层土壤来说,形成的稳定裂隙会被水稻种植前的翻耕和泥浆化过程破坏,而犁底层的裂隙只能通过泥浆化的耕层土壤填充。尽管这些裂隙被填充,但裂隙区域的土壤更为疏松、导水率高,容易作为水分流失的优先通道。另外,当犁底层再次干燥时,新裂隙也更容易在原裂隙处产生。因此在降雨较少的冬春季节,应尽量避免稻田水分的长期完全排干。

尽管耕作层和犁底层裂隙开闭规律较为相似,但裂隙形成与闭合过程的各参数存在较大差异。在干燥过程中,耕作层较犁底层裂隙出现早、且裂隙发育更为明显,表明耕作层土壤较犁底层容易形成裂隙。至干燥试验结束,耕作层土壤的裂隙面积率、长度密度和当量宽度分别为犁底层的1.63倍、1.09倍和1.54倍。在增湿条件下,耕作层和犁底层裂隙长度降低幅度均较小(7.9%,20.0%),但裂隙面积率降幅(39.8%,61.6%)和当量宽度降幅(35.7%,53.6%)显著。至增湿试验结束,犁底层土壤裂隙闭合率、长度密度和当量宽度降幅约为耕作层的1.55倍、2.53倍和1.50倍。而这些差异主要是由于土壤理化性质不同造成。

与犁底层相比,耕作层表现为更高的有机质含量、更低的土壤容重和黏粒含量,这种差别可能影响土壤裂隙的发育过程及其特征参数。Peng等^[25]研究发现富含有机质的土壤在干燥后的体积收缩程度(77%～78%)远高于有机质含量低的土壤(10%～26%),他们认为有机质高的土壤可以形成更多的结构性孔隙,而这部分孔隙比土壤颗粒孔隙大得多,且更容易发生形变,因此有机质含量高的耕作层土壤较犁底层土壤更容易产生裂隙。另外,高有机质条件往往也伴随着较低的土壤容重,进而影响土壤裂隙发育过程。Zhang等^[7]研究结果发现在低容重条件下土壤更容易产生裂隙,他们认为对于容重较低的土壤,其团聚体和土壤颗粒的接触点也少,而这些接触点的物理或者化学力的存在对于土壤抗形变有重要作用。犁底层土壤容重更大,土壤颗粒的接触点更多,因此在干燥过程中抗形变的能力也就越强。尽管Peng等^[26]研究发现土壤压实强度的增加不会改变土壤裂隙收缩曲线的斜率,但仍会显著降低土壤裂隙的体积,土壤压实后裂隙体积占比明显降低。此外,土壤颗粒组成也会影响土壤收缩能力。研究表明,土壤收缩能力一般与土壤黏粒含量呈正相关^[27],这是由于黏粒矿物(主要为高岭石)晶片之间可以吸收和释放水分,从而导致干湿交替下土壤裂隙形变加剧。尽管犁底层的土壤黏粒含量(36.15%)略高于耕作层(30.42%),但其裂隙发育程度较耕作层弱。Tang^[28]的研究也发现黏粒含量为22%的土壤的裂隙发育特征比29%的土壤更为明显,他们认为可能是矿物类型或其他土壤理化性质因素差异导致。而本研究的犁底层和耕作层的土壤矿物类型应该较为相近,但有机质含量和容重的显著差异可能抵消了黏粒含量差异对土壤裂隙发育的影响。

室内土壤干缩湿胀试验在一定程度上反映了野外田间裂隙的产生及发展规律。在野外田间土壤裂隙的研究中,张中彬^[29]也发现稻田土壤的裂隙主要集中在耕作层,且在裂隙产生以后,即使在较长时间的淹水条件下(约10 天),裂隙也不能完全闭合; 陈玖泓等^[30]的研究也表明裂隙率随土壤含水率呈线性变化,且变化先快后慢,当含水率减小到一定程度后,裂隙率不再发生改变。

土壤裂隙的产生是土壤性质与自然环境、人为活动等多种因素综合作用的结果,如土壤前期的含水量^[31]、温度^[32]、耕作方式^[33]和秸秆还田^[34]等都会对裂隙的产生及发展造成重要影响,且各因素之间也存在不同程度的交互作用,复杂多变。虽然室内试验易于控制和实施,但室内试验的各个变量都处于恒定状态,其模拟结果仍难以精准反映自然状态下真实情况。因此,在以后的研究中,应采用室内试验与野外试验相结合的方法。