季節性凍融期灌溉水量對土壤溫度時空變化的影響

劉姍姍，鄭秀清，劉 萍，陳軍鋒，劉化濤

(太原理工大學水利科學與工程學院，太原 030024)

我國季節性凍土和多年凍土影響面積約占陸地總面積的70%，且大部分屬于干旱、半干旱氣候區[1]，為了提高農業產量，大部分灌區實施冬春灌溉以增加土壤底墑。凍融期土壤水分經歷劇烈的相變過程[2]，因此灌溉后土壤剖面含水率的增加[3]必然會影響土壤熱量的平衡狀況，使田間土壤剖面溫度隨之改變。關于土壤系統中熱量遷移，國內外的學者做了大量的研究。Yoshi[4]分析得出水的比熱容在固液相變階段比水在未凍、完全凍結階段高出幾個數量級。Wang[5]等對滴灌和噴灌處理下土水體系中溫度的變化規律進行了分析，結果表明：滴灌有利于增加土壤的剖面溫度。史報忠[6]等研究了灌溉對農田地溫的影響，結果表明冬季實施灌溉后，試驗地塊的地表地溫、最高地溫和最低地溫均表現出增溫效應。

在我國北方，絕大部分冬春灌溉都是在地表附近有凍層的條件下進行的，冬灌和凍融期負溫的交互作用對整個凍融期土壤溫度變化有著不可忽視的影響。且凍融期土壤溫度決定著初春地溫[7]，控制著耕作層土水體系儲熱量的動態變化，進而影響農作物的生長。同時,土壤物理性質依賴于地溫[8]，測量土壤溫度是解釋水分行為最有效的方法之一，溫度傳感器可控性和合理性更高[9]，可為農田儲水保墑措施提供更可靠的理論基礎。本文以不同灌水定額下土壤水熱遷移試驗為基礎，定量分析凍融期土壤溫度的時空變化特征，為冬灌技術參數的確定[10]、土壤水熱資源的有效利用提供參考。

1 試驗條件及方法

1.1 試驗區概況

試驗區位于晉中市榆次區的東陽鎮，屬于山西省農科院的試驗基地，面積約167 hm2。該區屬于晉中盆地瀟河沖積平原，地勢平坦，海拔為799.4～804.6 m，土壤質地為壤土。試驗區年均降水量430.2 mm，平均相對濕度60%，年均無霜期154 d，土壤最大凍結深度為92 cm。試驗期間(2013年11月至2014年3月)太陽總輻射為123 kJ/cm2，2月7日出現最低值，為0.24 kJ/cm2。平均氣溫為-0.2 ℃，12月最冷，月均氣溫為-4.1 ℃。3月27日的日均氣溫最高，為16.5 ℃，2月7日的日均氣溫最低，為-13.2 ℃。2013-2014年凍融期日輻射量和日均氣溫變化特征如圖1所示。

圖1 試驗期間日輻射量和日均氣溫變化特征曲線

1.2 試驗方法及方案

野外試驗在東陽試驗區進行，共分為3種不同灌溉水量的田塊，編號為I0、I1和I2，分別對應3種灌溉定額0、375和750 m3/hm2。灌溉時間為10月20日，灌溉后土壤水分經歷一定時段的再分布過程。試驗田塊均為冬閑裸地，每個試驗田塊的面積為3 m×3 m，設2個重復。跟蹤自然凍融過程，輔以人工控制條件，實施3種灌水定額下土壤剖面溫度的動態監測。土壤溫度采用預埋的熱敏電阻監測，監測層位分別為0、10、20、30、40、50、70、90、100和150 cm。整個凍融期共觀測地溫12次，每次監測時間為上午8∶00-10∶00。

2 試驗結果及分析

2.1 灌水量對土壤凍融特性的影響

根據室內冰點測試試驗，試驗土壤的冰點為-0.7 ℃，據此做出不同灌溉定額下土壤的凍結特征曲線(見圖2)。可見，不同灌溉水量條件下土壤凍融過程可明顯地分為4個階段：不穩定凍結階段、快速凍結階段、擬穩定凍結階段和融化階段。土壤凍融階段與前人研究結果[7]相吻合。

(1)土壤凍結特征。由圖2可知，未灌水裸地I0初凍始于2013年11月18日，凍深4 cm，凍結程度低，田間多為粒狀凍結和薄層霜狀凍層。隨著氣溫繼續降低和負積溫不斷累積，自12月10日開始，3種試驗地塊先后進入快速凍結階段，土壤中冰含量以及凍層的密實度逐漸增加。此階段內，土壤凍結速率隨著灌水量的增加呈遞減態勢，I0、I1和I2地塊的凍結速率分別為0.90、0.86和0.79 cm/d。這是由于水的比熱容較大，灌水量增加使土壤的容積熱容量呈直線增大，土壤負積溫向下傳遞速度減慢以及凍結溫度場相變潛熱的釋放使灌水量高的地塊地溫下降幅度較小。擬穩定凍結階段，日均氣溫在0 ℃左右，土壤凍結深度趨于穩定并達到最大。在該階段內，I0、I1和I2地塊穩定凍結出現時間隨著灌水量的增加而推遲，分別為1月17日、1月24日和1月28日；最大凍結深度隨灌溉水量的增加而減小，分別為58、52和43 cm，最大凍結深度持續時間分別42、34和21 d。由此可見，灌水量增加后，土水體系中液固相變釋放的結冰潛熱使周圍土壤溫度升高，抵消部分向下傳導的負積溫通量，從而推遲了穩定凍層出現的時間，顯著降低相變溫度區土壤的凍結深度，大幅度縮短穩定凍結時間。

(2)土壤融化特征。隨著春季太陽輻射的增強，土壤得熱大于失熱。受太陽凈輻射和底層地熱交互作用的影響，試驗區地塊開始雙向融化。由于凍結期3種地塊土壤的原凍結深度不同，融化開始時間亦不同，I0、I1和I2開始融化的時間分別為2月14日、2月21日和3月1日，并約于3月12日幾乎同時融通。I0、I1和I2地塊的融解速率分別為2.62、1. 60和1.20 cm/d，這是由于在融化階段初期，灌水量高的地塊含水率保持在較高水平，地層增溫緩慢所致。由此可見，灌水降低地塊的解凍速率，但其增溫效應使原位凍層達到通融的時間基本一致。

圖2 不同灌水量下土壤季節性凍融過程線

2.2 灌水量對土壤溫度的影響

2.2.1不同深度處土壤溫度的動態變化規律

入冬前灌水改變了凍融土壤的吸熱、散熱、導熱性以及相變熱等土壤熱特性，同時水分增加了礦物骨架之間的聯系，增加了熱傳導通道，使導熱系數增大。為了探索凍融過程中不同深度土壤溫度的動態變化特征，將土壤深度分為3個層次，運用統計學和灰色關聯理論進行分析。

(1)0～10 cm的土壤溫度。土壤熱源主要來于太陽輻射，近地表處地溫在整個凍融期受氣溫影響變化劇烈，整體上呈現了先降低后升高的變化趨勢。由圖3(a)可以看出，I0地塊地面溫度在凍融期內比I1和I2地塊平均高1.06 ℃。淺層土壤10 cm內，如圖3(b)所示，溫度的波動幅度較大。凍融初期，氣溫較高，受蒸發潛熱影響，I0地塊溫度較I1、I2地塊高1.68 ℃。進入快速凍結和擬穩定凍結階段后，土壤水分在降溫過程中不斷凍結，冰的出現和土顆粒的團聚作用使土壤的導熱系數迅速增加，土壤向上的溫度梯度減小，灌水地塊的土壤溫度比未灌水地塊平均增加1.52 ℃。I1和I2地塊10 cm處土壤溫度的絕對關聯度為0.998，溫差均值為0.007 ℃，數值十分接近，在融化階段，氣溫回升導致土壤熱通量增加，I0、I1和I2地塊溫度在3月1日均出現了峰值，分別為7.1、3.1和5.1 ℃。在融化階段的中后期，氣溫回升，土壤溫度隨著時間線性增加，I0地塊地溫增加的速度稍快，在3月16日左右，土壤溫度非常接近。

圖3 2013-2014年凍融期0～10 cm處土壤溫度的動態變化曲線

(2)20～50 cm土壤溫度。圖4為20和50 cm處土壤溫度的動態變化曲線，對比圖4(a)和圖4(b)不難看出：20～50 cm范圍內，隨著土壤深度增加，地溫的變幅逐漸衰減，I0地塊土壤地層溫度的變異系數從7.15減少至2.11。對20～50 cm范圍內各個土層的溫度進行灰色關聯度以及統計分析，其結果見表1。由表1得出，冬灌水量對凍結期20～50 cm范圍內的土壤溫度有一定影響，因為土壤在凍結過程中，未凍區水分不斷向凍結鋒面遷移并凍結，鋒面附近水分相變強度增加，熱量的對流遷移以及相變潛熱的釋放使該階段內的土壤溫度隨著灌水量的增加而增加，其增加量在快速凍結階段和擬穩定凍結階段尤為顯著。整個凍融期同一層位土壤溫度的離散程度隨著灌水量增加而減少。在融化階段中后期，土壤溫度隨著時間線性增加，增溫速率幾乎相同。可見，灌水量對土壤溫度場在時間上沒有產生滯后或者提前的影響，其變化趨勢幾乎同步。在水分劇烈相變區，凍融作用使土體溫度與灌水呈現顯著的正相關。

圖4 2013-2014年凍融期20～50 cm處土壤溫度的動態變化曲線

土壤深度/cm地塊編號Tmax/℃Tmin/℃極差R/℃均值/℃變異系數絕對相關度溫差均值/℃20I06．31-3．8910．200．547．15I18．95-3．3912．340．934．57I29．66-3．0212．681．772．450．8520．390．9930．84030I07．73-4．3112．05-0．014．12I19．67-2．5012．171．403．06I29．93-2．4612．391．792．400．9691．410．9930．4040I09．67-2．6712．351．622．64I110．44-1．5812．022．052．05I210．97-1．2312．202．611．630．9810．390．9990．5650I010．16-1．3911．551．962．11I110．80-1．0311．832．341．76I211．72-0．2711．993．211．300．9850．380．9960．87

(3)60～150 cm土壤溫度。60～150 cm范圍內，隨著土壤深度的增加，熱量波動效應減弱，土壤溫度雖然經歷了由高降低再升高的變化過程，但土壤始終處于非凍結狀態。70 cm處[見圖5(a)]，I0、I1和I2地塊溫度在1月17日后出現相對穩定最低值，其值分別為0.57、0.69和0.73 ℃。I0、I1和I2地塊土壤溫度的絕對關聯度均在0.98以上，可見，在整個凍融期內，不同灌溉定額下深層土壤溫度隨時間呈現同步的動態變化規律。而且灌溉后淺、中層土壤熱容量和導熱率增加，減弱了負積溫的傳遞效應，導致70～90 cm范圍內不同灌水量下地塊溫差均值隨深度增加逐漸減小。

圖5 2013-2014年凍融期60～150 cm處土壤溫度的動態變化曲線

2.2.2土壤溫度的垂向分布規律

凍融期土壤剖面熱量傳輸與土壤體系中水分相變以及土層之間未凍水通量關系密切，能量傳輸特征決定了土壤溫度的垂向分布。圖6為凍融期土壤溫度的剖面變化曲線。 由圖6可見，在0～30 cm的耕作層內，地溫受氣溫影響變化較大。在地下約10 cm處，不同時期I0、I1和I2地塊的熱流通量均出現明顯的零通量面，地溫出現極小值，1月17日，3種地塊的土壤溫度的極小值分別為-6.28、-4.99和-5.08 ℃。這是由于灌水后短期內地表土壤水分歷經下滲和蒸發2個過程，伴隨氣溫下降部分土壤水分開始凍結，蒸發潛熱(吸熱)、水分凍結相變放熱以及土體向上的溫度梯度三者相互疊加使得地溫出現極小值。同時，在20 cm左右各地塊地溫不同程度出現極大值，這與犁底層土壤含水率高、土壤水分相變放熱有關。

30～150 cm內，土壤剖面溫度在凍結期與土壤深度為正相關，在融化期與土壤深度為負相關。將30 cm處的地溫作為基礎值，用一元線性回歸分析對30～150 cm內不同灌溉方案下各個時間點地溫隨土壤深度的變化規律進行擬合與比較，兩者之間的線性關系可表示為：

圖6 2013-2014年凍融期不同時間點土壤溫度的垂向分布曲線

T=AZ+B

式中：T為土層地溫；Z為地表向下的土壤剖面深度；A、B分別為擬合參數，參數A表示地溫的溫度梯度。

用可決系數R2和估計的標準誤差S來檢驗回歸方程的顯著性，得到的結果如表2所示。

由表2可得在土壤深度30 cm之下，土壤剖面溫度梯度隨凍融階段的發展呈現了先增大后減小的變化趨勢。在凍結期內，I0、I1和I2地塊土壤溫度線性擬合的可決系數R2幾乎均在0.9以上，說明地溫與土壤深度有良好的線性關系，且隨著灌水量的增加，土壤溫度梯度減小、R2增大、S值減小。3月初，未灌水裸地30～150 cm范圍內土壤溫度增溫速率非常小，約為0.007 ℃/cm。此后，氣溫升高、太陽輻射增加，土壤溫度隨土壤深度逐漸遞減，I0、I1和I2地塊遞減速率為分別為-0.022、-0.018和-0.017 ℃/cm ，可決系數分別為0.756、0.758和0.783。由此可見，整個凍融期不同時間點所測土壤溫度與土壤深度的線性相關性隨灌溉定額的增加而增大，同一時間溫度增減速率隨灌水量的增加而減少。這是由于干燥至最大的分子含水率或者塑限階段，導熱系數隨含水率增大而迅速增大[11],土壤熱量傳遞較快，且灌水定額增加之后，土壤含水率增加，土壤導溫率隨之升高，土壤消除地層間溫度差異能力提高而使溫差隨著土壤深度分布逐漸均勻。

表2 地溫與土壤深度相關關系參數統計分析

3 結 論

(1)冬灌后土壤對熱量收支的敏感度降低，穩定凍結深度出現的時間為I0>I1>I2,I0、I1和I2地塊的最大凍結深度隨灌水量的增加而減少，分別為58、52和43 cm。

(2)冬灌對不同凍融階段的土壤溫度有較為明顯的影響。凍結期內，未灌水地塊I0的表層溫度較高，10 cm處灌水地塊的土壤溫度比未灌水地塊平均增加1.52 ℃；20～50 cm內土壤溫度與灌水量呈現顯著的正相關，增溫效應在快速凍結和擬穩定凍結階段尤為明顯；在60～150 cm內，灌水地塊的土壤溫度高于未灌水裸地的土壤溫度。在融化階段，冬灌的增溫效應較凍結階段小，不同灌水定額下的增溫速率接近。

(3)同一凍融階段土壤溫度的垂向分布規律為： I0、I1和I2地塊土層溫度在10 cm處出現極小值。當土壤深度大于30 cm時，整個凍融期內土壤溫度與土壤深度的線性相關性隨灌水量增加而增大，同一時間點地溫沿土壤深度的增減速率隨灌水量的增加而減小。

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