地表覆砂對季節性凍融土壤蒸發影響的試驗研究

苗春燕，陳軍鋒，鄭秀清，馮慧君

(1.太原理工大學水利科學與工程學院，太原 030024；2.山西省第一水文地質工程地質隊，太原 030024)

中國的季節性凍土主要分布在北緯30°以北的干旱半干旱地區，這些地區地表無效蒸發損失高達降水量的50%以上，黃土高原地區無效蒸發達到降水量的65%～75%[1-3]。農業生產常受到干旱缺水的制約，因此減少土壤水分散失是緩解農業水資源嚴重短缺問題的有效途徑之一。隨著水資源短缺的問題不斷加劇，中國北方干旱半干旱地區季節性凍融期土壤蒸發引起了人們的重視。

地表覆蓋物能有效減少土壤水分損失，主要覆蓋類型有礫石，秸稈，作物殘留物，砂粒以及其他材料[4-8]。非凍融期覆砂可抑制土壤蒸發[9-12]，學者們對有效抑制蒸發的覆蓋厚度和覆砂粒徑進行了探索研究[13-17]。由于冬春季節土壤水分的相變加劇了蒸發過程的復雜性，因此有關凍融土壤蒸發方面的研究成果相對薄弱。Kaneko[18]利用空氣動力學方法估算了土壤凍結(11月至3月)期間的蒸發量。Peng[19]利用土壤水量平衡原理計算了秋澆后凍結土壤蒸發量，發現灌溉水量幾乎全被蒸發掉。李天霄等[20]使用主成分分析法分析了哈爾濱地區凍融期間大氣壓、風向、相對濕度、平均氣溫、水汽壓、風速和地溫對土壤蒸發的影響。Wu等[21]研究了凍融期不同溶質含量和潛水埋深下的土壤蒸發量。

雖然冬季土壤凍結后減小了蒸發速率，但一部分地區的冬季土壤蒸發仍然較大，不能被忽略。為了估算凍融期的土壤蒸發量，一些用于模擬水熱溶質運移的模型例如SHAW模型[22-24]、CoupModel[25-27]和HYDRUS模型[28-30]等開始用于模擬蒸發過程。利用SHAW模型，Flerchinger[31]預測了不同殘留物覆蓋下的土壤蒸發，李瑞平等[24,32]模擬了內蒙古河套灌區秋灌條件下的凍融作用過程和土壤含水率、溫度、蒸發等水均衡要素的變化；陳軍鋒等[33]模擬研究了凍融期不同潛水位埋深條件下沙壤土和壤砂土的土壤蒸發規律。

山西省作為我國北方干旱、半干旱氣候區的典型代表，人均水資源占有量為全國人均水平的1/6。近年來，冬春季節干旱少雪、春夏連旱、蒸發強烈，導致春播、夏種底墑嚴重不足，越冬作物受旱“卡脖”，使本已脆弱的農業生產環境雪上加霜。在季節性凍土分布區，春夏季節播前的土壤墑情在很大程度上主要取決于越冬期大田土壤的蒸發特征。研究季節性凍融期不同地表調控措施下土壤蒸發規律，尋求科學、合理、可行的保墑措施，已經成為干旱、半干旱氣候區水資源高效利用、農業生產可持續發展的關鍵問題之一。本文以山西省水文水資源勘測局太谷均衡實驗站為實驗基地，跟蹤監測自然凍融過程中地表覆砂條件下的土壤蒸發量及土壤水熱狀況，分析季節性凍融期地表覆砂對大田土壤蒸發的影響，為凍融期制定科學合理的保墑措施和有效抑制土壤蒸發提供依據。

1 試驗方法和材料

1.1 試驗區概況

試驗于2016年11月至2017年3月在山西省水文水資源勘測局太谷均衡實驗站進行。實驗站位于東經112°30′～112°33′，北緯37°26′～37°27′之間，海拔高程773.0～783.0 m，地面坡度3‰，占地面積約0.01 km2。該區地處晉中盆地汾河沖洪積平原區，為大陸性半干旱季風氣候區，多年平均氣溫9.9 ℃，水面蒸發量為1 642.4 mm(小型蒸發器：直徑20 cm)。多年平均降水量為415.2 mm，主要集中在每年的6-9月。試驗區土壤質地為壤土，歷史最大凍深為92 cm(1956年)。

試驗期間，1月份氣溫最低，月平均氣溫為-1.9 ℃，日氣溫最低值出現在1月19日，為-17.0 ℃。圖1為試驗期日最高和最低氣溫變化圖。

圖1 凍融期日最高和最低氣溫變化曲線Fig.1 Maximum and minimum air temperature during the freeze-thaw period

1.2 試驗方案

試驗設置了無覆蓋處理(LD)、覆蓋砂粒厚度為1 cm，粒徑為0.5～1.5 mm(XS)和1.5～2 mm(CS)的3種地表處理條件。試驗前將PVC圓管制成的微型蒸發器(內徑為200 mm，壁厚4 mm，高200 mm)垂直插入大田土壤中，共埋設21組。

土壤蒸發量監測采用電子秤(量程為15 kg，精度為0.1 g)稱重法，監測頻率為5 d一次。稱重時采用底托(內徑200 mm、高35 mm)將微型蒸發器底端封閉，稱重后埋入大田中，保證該階段蒸發器與下部土壤之間的水分交換量為零。每組蒸發器封底稱重2次后廢棄，2次之差為該時段內的土壤蒸發量。其他未稱重的蒸發器土壤保持自然水熱條件。

土壤剖面溫度采用預埋的熱敏電阻定位監測，與蒸發量同步監測，監測深度為0、5、10和15 cm。土壤含水率采用土鉆取土烘干稱重法，監測深度為0、5、10、15、20、25、30、35、40、45、50、60、70、80、90和100 cm。試驗期間的氣象數據采用實驗站的自動氣象站進行觀測，監測項目包括氣溫、氣象站0～20 cm的土壤溫度、降水等。氣象站地表0 cm、地中10 cm和20 cm土壤溫度變化見圖2。

圖2 試驗期氣象站地表土壤溫度變化曲線Fig.2 Soil temperature during test period

2 試驗結果與分析

2.1 凍融期土壤凍融過程

試驗地塊于11月7日開始凍結，12月26日后凍層鋒面快速向下發展，1月24日凍層趨于穩定，隨著太陽輻射的增加和深層熱量向上傳遞，凍層于2月中旬開始雙向融化，3月15日凍層全部消融。根據試驗站地表無覆蓋條件下土壤的自然凍融過程，將整個凍融期劃分為3個階段，即不穩定凍結階段Ⅰ(11月7日至12月26日)、穩定凍結階段Ⅱ(12月27日至2月2日)和消融解凍階段Ⅲ(2月3日至3月15日)。試驗期土壤最大凍結深度為35 cm，凍融歷時128 d。圖3為凍融期地表無覆蓋條件下土壤自然凍融過程曲線。

圖3 凍融期地表無覆蓋條件下土壤自然凍融過程曲線Fig.3 Soil freezing and thawing process without surface coverage during the freeze-thaw period

2.2 不同凍融階段土壤蒸發量特征

不同凍融階段日平均土壤蒸發速率見表1。不穩定凍結階段，LD平均土壤蒸發速率為0.21 mm/d。地表覆蓋砂層后，砂層下部土壤水分向上運移受到阻礙，上升的土壤水分汽化以水汽形式通過覆蓋層擴散到大氣中，蒸發速率緩慢；當水汽穿過砂層時還受到一定的砂粒吸附作用。此外，地表覆砂阻礙了地表對太陽輻射的直接吸收，可供蒸發的熱量減小。覆砂處理表層土壤溫度低于LD 0.22～0.47 ℃，故地表覆砂處理的平均土壤蒸發速率略小于LD，均為0.20 mm/d。可見，不穩定階段兩種粒徑覆蓋的砂層對土壤蒸發有抑制作用，但效果不明顯，蒸發速率較LD降低約4.8%。

表1 不同階段日平均土壤蒸發速率 mm/dTab.1 Average daily soil evaporation under different stages

注：表中同列數值后相同字母a表示不同地表處理日平均土壤蒸發速率差異不顯著(P<0.05)，下同。

穩定凍結階段，白天氣溫降到0 ℃以下，0～10 cm土壤水分全部凍結，阻礙了土壤蒸發，LD平均土壤蒸發速率為0.28 mm/d。XS和CS表層0～10 cm平均土壤含水率分別為21.10%和23.24%，高于LD(9.27%)。因此，覆砂處理的凍層較密實，對土壤蒸發速率的影響較大，XS和CS處理的平均土壤蒸發速率為0.26和0.25 mm/d，較LD分別降低7.1%和10.7%。可見，穩定凍結期兩種粒徑覆蓋的砂層抑制蒸發的效果明顯，特別是CS抑制蒸發效果顯著。

消融解凍階段，隨著太陽輻射增強和氣溫回升，表層土壤經歷數次晝融夜凍循環，地表土壤水分發生劇烈的相變和土壤“返漿”作用，地表液態含水量增加，LD平均土壤蒸發速率較凍結階段增加了14.3%，達0.32 mm/d。經歷凍融期凍融作用后，覆砂有效提高了表層0～10 cm土壤含水量，LD、XS和CS土壤含水率分別為4.6%、13.19%和11.70%。由于XS和CS地表土壤含水率較高且砂粒水分易于散失，故其平均土壤蒸發速率大于LD，分別為0.46和0.44 mm/d，較LD分別高43.8%和37.5%。可見，消融解凍階段1 cm厚度的覆砂不能抑制土壤蒸發。對3種不同地表處理的土壤蒸發速率數據進行單因素方差分析，結果表明任意兩種地表處理的土壤蒸發速率不存在顯著性差異。

2.3 凍融期土壤蒸發量統計學分析

不同砂層覆蓋條件下的土壤日蒸發量統計學分析結果見表2。可見，凍融期3種不同地表處理的土壤蒸發量均值差異不顯著。凍融期地表覆砂對土壤蒸發量的變化程度的影響采用變異系數Cv[34]、峰度系數K和偏度系數S來表示。3種地表處理的土壤日蒸發量變異系數為0.60～0.84，屬于中等變異，覆砂處理的Cv值明顯低于LD，說明凍融期覆砂處理后土壤蒸發量日變化的離散(變異)程度減小。

表2 不同地表處理下土壤日蒸發量的統計分析結果Tab.2 Statistical analysis of the daily soil evaporation under different surface treatments

峰度系數和偏度系數說明變量分布的平坦性和對稱性，LD土壤日蒸發量的峰度系數和偏度系數分別為1.79和2.71，明顯高于覆砂處理，說明凍融期地表覆砂后土壤蒸發量的平坦性和對稱性較LD好，即LD土壤蒸發量受凍融期氣象條件影響較大。試驗期間出現了幾次降水，LD、XS和CS的日蒸發量在12月13日，12月26日，1月9日，1月13日和2月26日出現了極大值，LD蒸發量高達1.05 mm/d，而地表覆砂后的土壤蒸發量受降水的影響略小于LD。因此，LD的變異系數、偏度和峰度系數均較大，凍融期地表土壤覆砂可有效改變土壤蒸發的變化幅度。

2.4 凍融期累積土壤蒸發量

試驗期間，3種地表處理的土壤累積蒸發量變化見圖4。可見，凍融期LD、XS和CS累積土壤蒸發量分別29.87、34.32和33.43 mm。凍結階段(不穩定凍結階段和穩定凍結階段)，LD的累積蒸發量均大于其他兩種處理，說明地表覆砂具有抑制土壤蒸發的效果。消融解凍階段，氣溫回升和凍層的雙向融化，XS和CS的蒸發速率快速增大，2月6日之后覆砂處理的累積土壤蒸發量逐漸高于LD。

圖4 不同地表處理累積土壤蒸發量Fig.4 Cumulative soil evaporation of different surface treatments

凍融期不同凍融階段3種地表處理的土壤蒸發量見表3。不穩定凍結階段雖然蒸發速率較大，但其持續時間較短，所以LD、XS和CS土壤蒸發量最小，分別為6.88、6.30和6.13 mm，分別占凍融期累積土壤蒸發量的23.02%、18.34%和18.33%。

由于地表為薄層砂覆蓋，地表融化后表層液態水含量急劇增加以及外界頻繁的大風天氣使得覆砂處理的土壤蒸發量較大。LD、XS和CS在消融解凍階段累積土壤蒸發量分別為12.97、18.80和18.21 mm，分別占凍融期累積蒸發量的43.42%、54.77%和54.47%。經單因素方差分析，不同階段的3種地表處理土壤累積蒸發量之間不存在顯著差異。

表3 3種處理在凍融期不同階段的累積土壤蒸發量Tab.3 Cumulative soil evaporation of three surface treatments in different freeze-thaw stages

對凍融期土壤累積蒸發量隨時間的變化進行線性方程(E=a+bt)、指數方程(E=aebt)和冪函數(E=atb)擬合，方程中E為累積土壤蒸發量，mm；t為凍融歷時，d；a和b均為方程擬合參數。所得擬合方程參數結果見表4。由表4可知，冪函數擬合方程的相關系數R2>0.99，說明凍融期累積土壤蒸發量隨時間的變化較好地符合冪函數(E=atb)關系。

表4 3種地表處理土壤累積蒸發量與時間的擬合方程分析Tab.4 Fitting equation analysis of cumulative evaporation and time for three surface treatments

3 結 語

(1)不穩定凍結階段地表覆砂降低土壤蒸發速率約4.8%；穩定凍結階段地表覆砂能有效抑制土壤蒸發，XS和CS處理土壤蒸發速率較LD分別降低7.1%和10.7%；消融解凍階段，LD、XS和CS平均土壤蒸發速率分別為0.32、0.46和0.44 mm/d，砂層覆蓋加劇了表層土壤水分蒸發。同樣條件下，XS的土壤蒸發速率大于CS。

(2)凍融期地表土壤覆砂可有效改變土壤蒸發的變化幅度，土壤累積蒸發量隨時間的變化較好地符合冪函數(E=atb)關系。

(3)凍融期LD、XS和CS累積土壤蒸發量分別為29.87、34.32和33.43 mm。不穩定凍結期土壤蒸發量最小，分別占凍融期累積土壤蒸發量的23.02%、18.34%和18.33%。消融解凍階段土壤蒸發量較大，分別占凍融期累積土壤蒸發量的43.42%、54.77%和54.47%。