凍融作用下土壤不均勻系數對潛水與土壤水轉化的影響

陳菁琰，陳軍鋒，崔莉紅，薛 靜，趙德星，杜 琦

（1.太原理工大學水利科學與工程學院，太原 030024；2.山西省水文水資源勘測總站太谷均衡實驗站，山西 晉中 030800）

0 引言

中國北方地區大多屬于季節性凍土區，冬春季節干旱少雨。在地下水淺埋區，土壤水-地下水之間的水分轉化是農田水均衡的重要組成部分[1]，生育期內農田的土壤水和地下水轉化頻繁[2]，且不同時期具有不同的轉化特征。季節性凍融期，地下水與土壤水相互轉化異常強烈[3]，影響地下水位變化[4]，也加劇土壤鹽漬化[5-7]。

潛水蒸發是潛水向土壤水轉化的一種形式，是四水轉化中重要的一環[8]，主要受土壤輸水能力和外界大氣蒸發能力的影響，國內外學者通過野外試驗[9-11]、數值模擬[12-14]、計算模型[15-17]等方法對潛水蒸發進行了大量的研究。潛水與土壤水的相互轉化不僅受灌溉過程[18]、凍融循環[19]、作物生長[20]、潛水埋深[21]和土壤質地[22]的影響，也受凍融過程的影響。凍融期地下水位與地表氣溫具有密切的關系[23]，凍結過程中累積潛水蒸發量隨土壤粒徑增大呈指數型遞減，隨著凍結氣溫的降低，土壤粒徑對潛水蒸發量的影響減弱[24]。土壤顆粒級配反映土中所含各粒組的相對含量，影響毛細水上升[25]、滲透系數[26]、土壤水分特征曲線[27]、抗剪強度[28]、土壤侵蝕[29]、分形維數[30]、植物擴張[31]、土地利用類型[32]、采煤沉降和土地復墾[33]等，但對潛水與土壤水轉化的影響尚不清楚。

為了揭示土壤顆粒級配對潛水與土壤水轉化的影響，在室內人為控制凍融環境條件下，研究了5種土樣的不均勻系數對潛水與土壤水轉化規律的影響，并定量分析了土壤不均勻系數與潛水蒸發量的關系。

1 試驗方法

1.1 試驗裝置

凍融作用下潛水與土壤水轉化的室內模擬試驗裝置主要由試驗土柱、保溫池、空氣制冷裝置、熱敏電阻溫度采集器、溫濕度監測系統及馬氏瓶定水頭供水裝置組成，試驗裝置的結構示意圖見圖1。

圖1 室內凍融模擬試驗裝置Fig.1 Schematic diagram of indoor freezing-thawing simulation test device

試驗土柱為有機玻璃材質，高110 cm，內徑15 cm，壁厚5 mm，外部用3 cm 聚酯保溫材料包裹防止與外界進行熱量交換。保溫池由 PVC 塑料板制作，中間填充聚氨酯材料。空氣制冷裝置最低冷凍氣溫為-35 ℃，可實現人工精準控制凍結溫度。

為監測土壤溫度變化特征，在5、10、15、20、30 和40 cm 處埋設熱敏電阻，數據采集頻率為10 s 一次，熱敏電阻溫度采集器為博敏特成都科技 DM6213 系列多通道采集器。氣溫監測系統采用 Cos-02-0 USB 型溫濕度記錄儀自動監測記錄凍結氣溫變化。馬氏瓶定水頭供水裝置利用馬氏瓶恒定水頭補水原理保持潛水位恒定。

土柱裝填時在底部平鋪10 cm 石英砂作為反濾層，土樣厚度為100 cm，土柱下部與馬氏瓶供水系統連接，地下水埋深通過馬氏瓶恒定為0.5 m。為保證土樣的連續均勻性，在室內常溫下靜置3 d 后打開馬氏瓶供水裝置進行供水直至土壤剖面水分達到穩定進行凍融試驗，其中供水時間為10 d，為保證試驗結果不受溶液中某些溶質離子的影響，本次試驗潛水采用蒸餾水。潛水蒸發量通過讀取帶有刻度尺的馬氏瓶（精度為1 mm）計算馬氏瓶水量下降高度，換算為土柱體積對應的水量高度；潛水回補量由接滲瓶（精度為1 mL）中水量測得，換算為水量在土柱中的下降高度，監測頻率為2 h一次。

1.2 試驗土樣

通過篩分機篩分0～2.5 mm 土樣配制了五種不同土壤顆粒級配的土樣，分別記A、B、C、D 和E，土樣基本物理參數見表1，顆粒級配曲線見圖2。

圖2 土壤顆粒級配曲線Fig.2 Soil grain size distribution curve

表1 試驗土樣主要物理參數Tab.1 Main physical parameters of the test soil samples

1.3 凍融氣溫

室內凍融試驗于2021年11月至2022年1月進行，凍結與融化過程共72 d。在-10 ℃恒定溫度下凍結第26 d，5 個土柱的潛水蒸發量與土壤剖面溫度均達到穩定；將凍結氣溫調節至-20 ℃，凍結第54 d 時再次達到穩定；凍結氣溫調節至-25 ℃，凍結第62 d時達到穩定并結束凍結過程。第63 d時開始自然消融，10 d 后潛水回補量為0，消融結束。圖3 為冷凍裝置凍融氣溫變化曲線。

圖3 冷凍裝置凍融氣溫變化曲線Fig.3 Freezing and thawing temperature change curve of freezing device

2 結果與分析

2.1 土壤不均勻系數對土壤剖面溫度的影響

凍融過程中，土壤溫度變化受導熱系數的影響，土壤含水率、干容重、土壤顆粒大小均會影響土的導熱系數，5個土柱土壤的含水率相差較小，所以土壤顆粒大小、干容重為影響土壤導熱系數的關鍵性因素。凍結過程中土壤剖面溫度變化曲線見圖4。0～10 cm 土壤溫度快速降低。凍結結束時（第62 d）土壤溫度基本達到穩定，Cu越大，土壤溫度降低越明顯，5個不均勻系數土柱中土壤剖面溫度隨時間變化的規律基本一致。5、10、15、20、30、40 cm 處土柱E（Cu=20.76）較土柱A（Cu=2.00）土壤剖面溫度分別低6.5、5.5、4.7、3.9、2.5 和1.9 ℃，A、B、C、D 和E 土柱在0～40 cm 土壤溫度梯度最大分別為3.88、4.12、5.02、5.18、5.28 ℃/cm。可見，隨著土壤深度的增加，土柱A 和土柱E 凍結結束時的溫度差減小，不均勻系數對土壤剖面溫度的影響減小；土壤溫度梯度隨不均勻系數增大而增大。由于土壤Cu的增大，不同粒徑土壤顆粒都包含，密實度也增加，土柱中土壤骨架孔隙被細顆粒填充，土壤容重增加，孔隙度減小，土壤導熱系數增大，在相同的凍結氣溫變化下，土壤溫度變化越大。

圖4 凍結過程中土壤剖面溫度變化曲線Fig.4 Temperature curve of soil profile at freezing stage

消融過程中土壤剖面溫度變化曲線見圖5。可見，消融0～2 d，冷凍裝置內氣溫迅速升高至0 ℃以上，A、B、C、D 和E土柱在0～40 cm 深度的土壤溫度分別升高3.1～11.4、3.3～12.6、4.2～16.6、4.3～17.1 和4.4～22.5℃，E 土柱消融初始時溫度最低，回升幅度最大。第3 d 時，E 土柱消融溫度逐漸高于A 土柱。5 cm 處，消融第5 d土壤溫度逐漸趨于穩定；而40 cm 處，消融第7 d 土壤溫度逐漸趨于穩定，可見，隨著土壤深度的增加，消融溫度的升高具有滯后性。A、B、C、D 和E 土柱0～40 cm 土壤溫度梯度為0.86～1.58、0.89～1.69、1.02～2.13、1.05～2.21、1.08～2.25 ℃/d，因此，在整個消融過程中，Cu越大，土壤溫度升溫越快。

圖5 消融過程中土壤剖面溫度變化曲線Fig.5 Temperature curve of soil profile at thawing stage

2.2 凍結過程中潛水蒸發量變化特征

2.2.1 凍結氣溫對潛水蒸發量的影響

凍結過程中累積潛水蒸發量見圖6。在-10 ℃凍結下，凍結0～3 d 潛水蒸發速率較小，土柱A、B、C、D 和E 的潛水蒸發速率分別為0.11、0.15、0.23、0.27 和0.39 mm/d。凍結4～22 d，隨著凍結負溫的不斷作用，土壤水分凍結使得凍層的土水勢迅速減小，水分在土水勢的驅動下向凍層遷移，潛水蒸發速率快速增大。凍結23～26 d 時潛水蒸發逐漸達到穩定狀態，凍結第26 d時土柱A、B、C、D 和E 的累積潛水蒸發量分別為6.19、10.51、14.12、16.95和18.79 mm。當凍結氣溫繼續下降至-20 ℃時，土壤剖面溫度梯度降幅增大，潛水蒸發量增加，-20 ℃恒溫凍結階段土柱A、B、C、D 和E 的平均潛水蒸發速率為0.29、0.35、0.46、0.60 和0.65 mm/d。-25 ℃恒溫凍結至第62 d 時，潛水蒸發再次到達穩定狀態，土壤剖面溫度梯度降幅較小，由于潛水蒸發量持續增加使得土壤剖面含水量增大，基質勢減小，在土水勢梯度作用下，雖然累積潛水蒸發量增大，但累積潛水蒸發量幅度較-10 ℃至-20 ℃明顯減小，平均潛水蒸發速率為0.11、0.13、0.14、0.17 和0.18 mm/d。

圖6 凍結過程中累積潛水蒸發量變化曲線Fig.6 Variation curve of cumulative phreatic evaporation during freezing process

2.2.2 不均勻系數對潛水蒸發量的影響

由圖7 可知，累積潛水蒸發量隨著Cu增大而增大。凍結結束（第62 d）時，土柱A、B、C、D 和E 的累積潛水蒸發量分別為15.17、21.46、28.23、34.99 和38.65 mm。Cu越大，土樣中細顆粒含量多，土壤持水力強，毛細水上升高度大，水分遷移能力較強。凍結過程中，5種不均勻系數土柱的累積潛水蒸發量與不均勻系數具有較好的對數關系，二者符合如下關系：

式中：Q為累積潛水蒸發量，mm；Cu為不均勻系數；a、b為回歸系數，隨著凍結氣溫降低而增大。

-10、-20 和-25 ℃恒溫凍結過程中累積潛水蒸發量與土壤不均勻系數的擬合曲線見圖7，對數函數擬合方程的決定系數R2均大于0.97，說明土壤不均勻系數累積潛水蒸發量隨凍結時間變化較好的符合對數函數的關系。在顯著性水平α= 5%條件下，F0.05(1,3)= 10.13，由表2 方差分析結果可知，F值均大于10.13，顯著性小于0.05，說明方程回歸顯著。

圖7 累積潛水蒸發量與不均勻系數擬合曲線Fig.7 Fitting curve of cumulative phreatic evaporation and inhomogeneous coefficient

表2 回歸方程分析結果表Tab.2 Regression equation analysis result table

2.3 不均勻系數對潛水回補量的影響

消融過程中累積潛水回補量變化曲線見圖8。消融0～2 d，制冷裝置氣溫迅速上升到0 ℃以上，凍結土壤迅速融化，土壤水向潛水迅速回補，土柱A、B、C、D 和E 潛水回補速率分別為0.89、5.04、10.43、12.32 和16.50 mm/d；消融3-8 d，累積潛水回補量速率減小，潛水回補量趨于穩定狀態；第9～10 d，累積潛水回補量達到穩定。消融結束時，土柱A、B、C、D和E 累積潛水回補量分別為5.11、12.98、20.03、24.34 和27.60 mm，由于含粒徑小的土粒越多，冰層融化后通過土柱的凍層消融水越多即潛水回補量越多。可見，Cu越大，潛水回補量越多。

圖8 消融過程中累積潛水回補量變化曲線Fig.8 Variation characteristics of accumulate phreatic water supply in soil columns

3 分析與討論

3.1 土壤不均勻系數對土壤溫度的影響

土壤溫度是反映土壤熱狀態的綜合性指標。隨著土壤不均勻系數的增加，孔隙度減小，導熱系數變大，在相同凍結氣溫條件下，土壤溫度降幅和剖面溫度梯度較大，因此，在冬季不均勻系數越大的土壤凍結深度越大。在消融階段，土壤凍層雙向融化，地表土壤受室內氣溫影響較大而穩定向下消融，下層土壤受室內溫度影響較小，因此，隨著土壤深度的增加，消融溫度的升高具有滯后性。

3.2 土壤不均勻系數對潛水轉化的影響

土壤水與地下水之間存在著密切聯系，在一定條件下可以相互轉化。潛水蒸發是由土壤水分在凍融期的遷移引起的[3]，使地下水向非飽和帶遷移的驅動力是土水勢梯度。

在凍結過程中，土壤不均勻系數越大，土壤剖面溫度降幅和土水勢梯度越大，累積潛水蒸發量增大。此外，土壤不均勻系數越大的土壤，土壤持水力強，毛細水上升高度大，水分遷移能力較強，累積潛水蒸發量越多。在消融階段，由于氣溫迅速升高，非飽和帶的含冰量減小，液態含水量增加，土壤水分在重力勢作用下向淺層地下水遷移，潛水回補量增加，不均勻系數越大，累積潛水回補量越多。

4 結論

（1）土壤不均勻系數越大，土壤溫度降幅越大，凍結穩定時的土壤溫度越低；隨著土壤深度的增加，不均勻系數對土壤剖面溫度的影響減小。消融過程中，土壤不均勻系數越大，土壤溫度則升溫速率越快；隨著土壤深度的增加，消融溫度具有滯后性。

（2）累積潛水蒸發量隨土壤顆粒不均勻系數增大而增加，Cu越大，土樣中細顆粒含量多，土壤持水力強，毛細水上升高度大，水分遷移能力較強。凍結過程中累積潛水蒸發量與土壤不均勻系數符合對數函數關系，回歸系數隨著凍結氣溫降低而增大。

（3）消融0～2 d，制冷裝置氣溫迅速上升到0 ℃以上，土壤水向潛水迅速回補，土柱A、B、C、D 和E 潛水回補速率分別為1.05、4.37、8.44、9.87 和12.86 mm/d。累積潛水回補量隨土壤顆粒不均勻系數增大而增加，土柱A、B、C、D 和E 在消融階段累積潛水回補量分別為5.11、12.98、20.03、24.34和27.60 mm。