土壤凍結期濕度特征研究及其表層模擬

張 波，劉志輝，3，4

（1.新疆大學 資源與環境科學學院，新疆 烏魯木齊830046；2.新疆大學 教育部綠洲生態重點實驗室，新疆 烏魯木齊830046；3.干旱生態環境研究所，新疆 烏魯木齊830046；4.干旱半干旱區可持續發展國際研究中心，新疆 烏魯木齊830046）

凍土是指溫度在0℃以下，且含有冰的土體［1］，在積雪期間，土壤濕度是影響陸面水文過程的眾多因素中比較難以測定的量［2］，同時土壤濕度的變化對于氣候變化也有一定的影響［3－5］。目前眾多的研究比較側重于土壤未凍期和融雪期，包括了土壤的蒸發研究［6］，土壤濕度與地溫、氣溫和植被覆蓋的關系［7－10］，還有一些學者通過模擬的方式來研究土壤水分變化［11］，以期研究土壤層的水熱運移。土壤凍結期，由于土壤溫度比較低，雪層的溫度也比較低，土壤層獲得來自上層的能量較少，而研究此時的土壤濕度變化，將從另一個側面反映土壤層在凍結期間的水熱變化情況，也可為融雪期提供凍結期間土壤層的熱量累積情況，更方便確定融雪期土壤濕度的初始值。

本文選擇新疆天山北坡軍塘湖河流域為典型研究區，通過對土壤濕度近4個月的觀測獲得了比較詳實的土壤濕度（未凍水含量）和土壤溫度數據。利用這些數據進行相關性分析和回歸分析，并建立回歸模型，利用土壤溫度來模擬表層土壤濕度，并取得較好的模擬效果。

1 試驗與數據

1.1 試驗區概況

試驗選擇天山北坡呼圖壁縣境內的軍塘湖河流域一個封閉小流域（43°54″N，86°29″E）作為典型試驗場。軍塘湖河是天山西段呼圖壁縣域內的一條小河，發源于天山北坡的特爾斯蓋南緣三道馬場以西的特力斯喀達坂，河網在低山帶的瑪札爾匯合，流經呼圖壁西部的前山丘陵后進入平原。試驗場所在區域為整個山脊線所圍成的封閉區域，整個匯流區域正好是實驗場的邊界線所圍成的面積，可以較好地反映整個大流域的情況。流域平均海拔1 503m，試驗場所在區的海拔高度為1 200m，河水經出山口的攔河水庫（紅山水庫）攔蓄，從源頭至紅山水庫河長47km，水庫以上集水面積861km2。具有明顯的干旱區河流水文特征。

1.2 試驗設計

數據采集時間為2012年11月至2013年3月16日，歷經冬季積雪期和春季的融雪期，數據采集儀器為EM50數據采集系統，可采集數據為土壤濕度、土壤溫度和土壤電導率3組數據，儀器傳感器將感應信號轉化為電壓信號，通過其自身攜帶的轉換程序將電信號分別轉化為溫度數據、土壤濕度數據和電導率數據。電壓輸入為0～3 000mv，所得結果的精度分別為溫度為0.000 1℃，土壤濕度為0.001%，電導率為0.01ms／cm。

試驗區的土壤特性相對較穩定，2008—2012年的研究結果顯示，此地土壤特性與所采集的土壤特性數據幾乎一致［8，10］，這也說明此區域土壤的時空變異性不強。在土壤凍結期，影響土壤性質差異的主要因素為土壤含水量和溫度。因此，在凍結期，由于土壤溫度和含水量不同，土壤層會表現出一定差異的物理特性。

本次試驗選擇試驗場坡度較為平緩的區域將2套EM50采集器串聯使用（即每套的5個探頭從上而下依次插入），埋設深度從地表往下依次為5，10，15，20，25，30，40，50，60及70cm 共為10層。其中冬季積雪期為30min采集一次數據，到春季融雪期中，數據采集步長為10min。

1.3 數據處理與利用

將數據進行初步整理，其中溫度數據保留到0.000 1℃，土壤濕度保留到0.001%。采用Excel，SPSS 19.0，Surfer 8等數據統計及地統計軟件對采集到的數據進行統計分析、相關性和回歸分析，并利用分析結果制作相關的圖和表，利用所得結果分析土壤濕度變化規律，并對土壤凍結期的土壤濕度進行建模模擬，并利用2013年3月初采集到的數據對模型進行檢驗。

2 結果與討論

2.1 土壤濕度變化特征

2.1.1 土壤濕度垂直分布特征和時間變化規律 在土壤凍結期，土壤濕度的初始值與土壤凍結前的含水率有很大關系。在研究過程中，以儀器初始采集的濕度、溫度數據為初始值，待一段時間后，數值變化基本穩定呈現某種規律時，將此時的數據作為初始狀態值。土壤表層溫濕度至2012年11月22日基本呈現穩定，采用11月22日的平均土壤溫度和平均土壤濕度作為初始值。圖1分別取每日土壤濕度平均值，利用Surfer 8制作成等值線圖。從圖1可以看出土壤濕度的垂直分布和時間分布特征。在土壤凍結期，隨著深度的加深，土壤濕度會呈現出減少—增加—減少—增加的波浪式變化趨勢。圖1中也顯示在地表以下10，32和48cm附近會出現3個極小值，這種趨勢從儀器初始放入一直到2013年2月結束都存在。

在10cm處出現極小值是因為10cm處不僅受到來自上層土壤水分的影響還受溫度的影響［12－13］，這種現象與凍結期開始的時候土壤層的初始含水率有較大關系，因為實驗區在降雪之前土壤水分補給較少，在上層土壤水源不足的情況下，上層土壤的蒸發是由下層土壤補給的，因此，10cm土層的自由水要補充地表，進行蒸發。在凍結期，土壤層會有極少量的水分進入土壤層，但是由于土壤處于凍結狀態，水會停留在表層；從10cm往下，由于土壤溫度不斷升高，土壤中凍結的水量減少，會呈現增加的趨勢。因此，在10cm土層附近既要向上輸送水分，又無水源補給，因而，該處的土壤濕度會低于其上部和下部。

從整個凍結期土壤溫度數據來看，土壤凍結期的最大凍深小于30cm。從30cm往下，由于土壤溫度為正溫，土壤濕度變化與土壤初始濕度關系密切。因此，在32和48cm處出現的極小值與土壤質地有較大關系。并且，凍結期30cm以下土壤層并沒有凍結，與實驗研究的內容關系不大，因此，在這里不做詳細探討。

2.1.2 土壤濕度日變化特征 在積雪區域，土壤濕度受土壤溫度、積雪消融、土壤質地影響較大。

在凍結期間，一日之內受影響較大的只有土壤溫度和積雪消融。圖2所顯示的是2013年1月8日凍結期間和3月11日融雪期全天的土壤濕度和溫度分布情況。

圖1 土壤濕度的垂直分布特征

圖2 凍結期和融雪期全天土壤濕度和氣溫變化

其中圖2a和圖2b為濕度變化，圖2c，2d為土壤溫度變化。從圖2a中可以明顯看出，土壤凍結期間，土壤濕度在同一深度下基本上全天沒有變化，停留在某一值附近，這也從另一個側面反映出了圖1所出現的情況，在土壤凍結期，土壤濕度并不是隨著深度的變化而發生規律性的變化的。

圖2a是融雪期土壤層5—70cm土壤濕度的變化，融雪期由于積雪消融，有部分融雪水在重力作用下發生下滲，融雪水進入到土壤中使得土壤濕度增加；同時由于地溫上升，使得下層凍結的土壤開始融化，這是土壤濕度增加的第2個原因。圖2中也反映出來，在17：00—19：00，土壤濕度會出現峰值，之后會隨之下降并最終停留在某一值附近，這一點與楊紹富等［8］2006年的研究成果相吻合。

土壤濕度的日變化在凍結期并不明顯，這一點與趙逸舟等［14］研究所得到的結果一致。但是在融雪期變化特別明顯，結合圖2a，2b也可知道，融雪期土壤溫度較高，濕度變化主要與融雪水的下滲關系密切，同時，每層呈現出不同的變化趨勢，也說明融雪水下滲影響的土壤深度和影響程度，同時，融雪期土壤濕度與各層所處的位置和土壤質地也有關系。因此，對于融雪期土壤濕度變化的影響是多因素的，研究其變化趨勢比較困難。

從獲取的土壤溫濕度數據來看，在整個凍結期，土壤層的最大凍土深度約為30cm，但是隨著凍結期向融凍期過渡，凍結層面不斷向上移動。因此，在整個凍結期間，只有在地表附近的土壤層是一直處于凍結狀態的，因而，在研究凍結狀態下的土壤溫濕度的關系，只能選擇土壤表層約5cm處的數據進行分析。

2.2 土壤表層濕度與土壤溫度相關性分析

在凍結期，土壤濕度變化幅度較小，在這期間沒有積雪消融，相反由于上覆積雪的作用，對土壤層起到一定的保溫作用，此時對于土壤濕度變化影響最大的為土壤溫度。在此期間，土壤濕度的增減與土壤中凍結水的增減關系密切。

圖3為整個凍結期間土壤表層濕度逐日變化趨勢。此期間表層土壤濕度變化幅度在小范圍內波動明顯，變化幅度范圍為3%～8%。

圖3 土壤表層濕度與溫度逐日變化

表1是對整個凍結期（2012年11月17日至2013年2月28日）的5cm處的表層土壤濕度和土壤溫度做相關性分析所得的結果。其中用于分析的數據量是選取連續觀測期的土壤溫度和土壤濕度的平均值。

表1顯示二者的相關性不顯著。這主要是在凍結期，同時存在土壤溫度上升和下降的過程，說明了土壤濕度在土壤溫度上升和下降的過程中所遵循的規律并不是一樣的，兩個過程并不能簡單地認為是一個可逆的過程。

表1 凍結期土壤濕度與土壤溫度相關分析

因此，分別對凍結期土壤溫度連續上升階段（2013年1月12日至2013年2月9日）和連續下降階段（2012年12月14日至2013年1月12日）做相關性分析，結果如表2所示。選取這兩個時期是因為，儀器安裝的時間為11月份，儀器仍處在適應周圍環境的時期，土壤溫度的升降趨勢不明確，因此，選取變化趨勢相對穩定的時間段進行分析。從得到的結果可知，在凍結期表層土壤濕度和土壤溫度呈現出極顯著相關性。通過二者這種顯著的相關性可以利用二者數據進行定量化分析，利用凍結期土壤表層溫度對土壤濕度變化進行建模模擬。

表2 凍結期不同階段土溫與土壤濕度相關性分析

2.3 模擬模型建立與討論

分別利用凍結期土壤表層溫度上升階段（2013年1月12日至2013年2月9日）的29組數據和下降階段（2012年12月14日至2013年1月12日）的30組數據，建立基于土壤溫度的濕度回歸方程，分別進行線性、二次多項式和指數回歸模擬（表3）。從模擬結果看，所有的回歸方程都呈現出顯著正相關關系，且從其確定性系數上看，模擬的效果似乎都很好，并且對其開方后所得的值差別并不大，因此，需要對3種回歸方式所得到的方程都進行檢驗。

2.4 模型檢驗

對于所建立的模擬模型進行模擬值與實測值的檢驗，分別用凍結期另外的升溫階段（2月24日至3月2日）和降溫階段（2月10日至2月21日）對結果進行檢驗。這段時間內的升溫階段和降溫階段，在時間上比較連續，并且儀器在這一時間段內相對較穩定。利用這兩個時間段內的數據分別計算所得到模型預測值和模擬值的平均相對誤差、均方根誤差（σ）、模擬值與真實值擬合斜率及擬合相關系數（表4）。

式中：σ——均方根誤差；di——一組測量值與平均值的偏差。

對照表3和表4可得出，即使擬合方程的確定性系數高也不一定能說明模擬的效果好，升溫階段的二次多項式模擬確定性系數最高，但是其模擬效果卻遠不如線性模擬和指數模擬。從表4中也可以看出，在升溫階段線性和指數回歸模擬的精度很類似，并且擬合相關系數較二次多項式高，但是線性方程與指數回歸方程相比較，線性方程的斜率更接近1，平均相對誤差和均方根誤差也稍微小一些，因此，在升溫階段選用線性回歸模擬方程進行回歸模擬的精度要更高一些。其擬合相關系數為0.981 2，斜率為1.168 0，模擬值模擬真實值的模擬精度為85.6%（1／1.168）。

表3 凍結期表層土壤濕度的回歸模擬方程

表4 模擬模型檢驗的誤差

在降溫階段，同樣存在和升溫階段的情況，線性回歸方程不論是在擬合相關系數、平均相對誤差、均方根誤差及真實值與模擬值擬合斜率均要好于多項式回歸和指數回歸。因此，降溫階段同樣也選用線性回歸方程進行模擬，其模擬值與真實值的擬合相關系數為0.987 6，二者擬合的斜率為1.326 9，那么其模擬效果依據斜率來計算為75.36%（1／1.326 9）。

總的來說，在土壤凍結期的升溫和降溫階段均可采用線性回歸進行模擬，升溫階段的模擬精度較高，模擬效果較好，降溫階段的模擬也有一定的指示效果。

3 結論

（1）凍結期土壤濕度分布存在垂直變化，濕度值與初始土壤含水率關系密切，土壤層從上至下并不是逐漸遞增的，而是在10，32和48cm附近存在極小值。

（2）凍結期，土壤濕度日變化較小，融雪期，土壤濕度日變化較大，土壤溫度上升和融雪水下滲是引起濕度增加的原因，土壤濕度峰值出現在17：00—19：00，與前人研究成果相符。

（3）表層土壤濕度與土壤溫度關系十分密切。分別對土壤表層升溫階段和降溫階段建模模擬，模型模擬精度高，模擬方程分別如下：

對模型進行檢驗，利用模擬值與真實值進行檢驗，檢驗結果顯示升溫階段模擬精度高，而降溫階段模擬的精度一般，但是所有的模擬結果離散程度低，有一定的參考價值。

土壤濕度的模擬與土壤初始濕度存在一定的關系，對于不同的含水率情況，其截距不同，但是變化趨勢應該是一樣的。此次試驗，沒有對深度做過多研究，在深度數據上還存在不足，同時對于融雪期間的土壤溫度和土壤濕度已有前人研究［8，10］，此次涉及的也不多。對于幾個特殊深度的土壤濕度出現極小值需要進一步從土質、初始含水率方面進行研究。

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