劉姍姍，鄭秀清，劉 萍，陳軍鋒，劉化濤

(太原理工大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院，太原 030024)

我國(guó)季節(jié)性?xún)鐾梁投嗄陜鐾劣绊懨娣e約占陸地總面積的70%，且大部分屬于干旱、半干旱氣候區(qū)[1]，為了提高農(nóng)業(yè)產(chǎn)量，大部分灌區(qū)實(shí)施冬春灌溉以增加土壤底墑。凍融期土壤水分經(jīng)歷劇烈的相變過(guò)程[2]，因此灌溉后土壤剖面含水率的增加[3]必然會(huì)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(guān)于土壤系統(tǒng)中熱量遷移，國(guó)內(nèi)外的學(xué)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(jié)階段高出幾個(gè)數(shù)量級(jí)。Wang[5]等對(duì)滴灌和噴灌處理下土水體系中溫度的變化規(guī)律進(jìn)行了分析，結(jié)果表明：滴灌有利于增加土壤的剖面溫度。史報(bào)忠[6]等研究了灌溉對(duì)農(nóng)田地溫的影響，結(jié)果表明冬季實(shí)施灌溉后，試驗(yàn)地塊的地表地溫、最高地溫和最低地溫均表現(xiàn)出增溫效應(yīng)。

在我國(guó)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(jìn)行的，冬灌和凍融期負(fù)溫的交互作用對(duì)整個(gè)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(chǔ)熱量的動(dòng)態(tài)變化，進(jìn)而影響農(nóng)作物的生長(zhǎng)。同時(shí),土壤物理性質(zhì)依賴(lài)于地溫[8]，測(cè)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(nóng)田儲(chǔ)水保墑措施提供更可靠的理論基礎(chǔ)。本文以不同灌水定額下土壤水熱遷移試驗(yàn)為基礎(chǔ)，定量分析凍融期土壤溫度的時(shí)空變化特征，為冬灌技術(shù)參數(shù)的確定[10]、土壤水熱資源的有效利用提供參考。

1 試驗(yàn)條件及方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)區(qū)位于晉中市榆次區(qū)的東陽(yáng)鎮(zhèn)，屬于山西省農(nóng)科院的試驗(yàn)基地，面積約167 hm2。該區(qū)屬于晉中盆地瀟河沖積平原，地勢(shì)平坦，海拔為799.4～804.6 m，土壤質(zhì)地為壤土。試驗(yàn)區(qū)年均降水量430.2 mm，平均相對(duì)濕度60%，年均無(wú)霜期154 d，土壤最大凍結(jié)深度為92 cm。試驗(yàn)期間(2013年11月至2014年3月)太陽(yáng)總輻射為123 kJ/cm2，2月7日出現(xiàn)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(yàn)期間日輻射量和日均氣溫變化特征曲線

1.2 試驗(yàn)方法及方案

野外試驗(yàn)在東陽(yáng)試驗(yàn)區(qū)進(jìn)行，共分為3種不同灌溉水量的田塊，編號(hào)為I0、I1和I2，分別對(duì)應(yīng)3種灌溉定額0、375和750 m3/hm2。灌溉時(shí)間為10月20日，灌溉后土壤水分經(jīng)歷一定時(shí)段的再分布過(guò)程。試驗(yàn)田塊均為冬閑裸地，每個(gè)試驗(yàn)田塊的面積為3 m×3 m，設(shè)2個(gè)重復(fù)。跟蹤自然凍融過(guò)程，輔以人工控制條件，實(shí)施3種灌水定額下土壤剖面溫度的動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)。土壤溫度采用預(yù)埋的熱敏電阻監(jiān)測(cè)，監(jiān)測(cè)層位分別為0、10、20、30、40、50、70、90、100和150 cm。整個(gè)凍融期共觀測(cè)地溫12次，每次監(jiān)測(cè)時(shí)間為上午8∶00-10∶00。

2 試驗(yàn)結(jié)果及分析

2.1 灌水量對(duì)土壤凍融特性的影響

根據(jù)室內(nèi)冰點(diǎn)測(cè)試試驗(yàn)，試驗(yàn)土壤的冰點(diǎn)為-0.7 ℃，據(jù)此做出不同灌溉定額下土壤的凍結(jié)特征曲線(見(jiàn)圖2)?？梢?jiàn)，不同灌溉水量條件下土壤凍融過(guò)程可明顯地分為4個(gè)階段：不穩(wěn)定凍結(jié)階段、快速凍結(jié)階段、擬穩(wěn)定凍結(jié)階段和融化階段。土壤凍融階段與前人研究結(jié)果[7]相吻合。

(1)土壤凍結(jié)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(jié)程度低，田間多為粒狀凍結(jié)和薄層霜狀凍層。隨著氣溫繼續(xù)降低和負(fù)積溫不斷累積，自12月10日開(kāi)始，3種試驗(yàn)地塊先后進(jìn)入快速凍結(jié)階段，土壤中冰含量以及凍層的密實(shí)度逐漸增加。此階段內(nèi)，土壤凍結(jié)速率隨著灌水量的增加呈遞減態(tài)勢(shì)，I0、I1和I2地塊的凍結(jié)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(fù)積溫向下傳遞速度減慢以及凍結(jié)溫度場(chǎng)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(wěn)定凍結(jié)階段，日均氣溫在0 ℃左右，土壤凍結(jié)深度趨于穩(wěn)定并達(dá)到最大。在該階段內(nèi)，I0、I1和I2地塊穩(wěn)定凍結(jié)出現(xiàn)時(shí)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(jié)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(jié)深度持續(xù)時(shí)間分別42、34和21 d。由此可見(jiàn)，灌水量增加后，土水體系中液固相變釋放的結(jié)冰潛熱使周?chē)寥罍囟壬?，抵消部分向下傳?dǎo)的負(fù)積溫通量，從而推遲了穩(wěn)定凍層出現(xiàn)的時(shí)間，顯著降低相變溫度區(qū)土壤的凍結(jié)深度，大幅度縮短穩(wěn)定凍結(jié)時(shí)間。

(2)土壤融化特征。隨著春季太陽(yáng)輻射的增強(qiáng)，土壤得熱大于失熱。受太陽(yáng)凈輻射和底層地?zé)峤换プ饔玫挠绊?，試?yàn)區(qū)地塊開(kāi)始雙向融化。由于凍結(jié)期3種地塊土壤的原凍結(jié)深度不同，融化開(kāi)始時(shí)間亦不同，I0、I1和I2開(kāi)始融化的時(shí)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(shí)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(jiàn)，灌水降低地塊的解凍速率，但其增溫效應(yīng)使原位凍層達(dá)到通融的時(shí)間基本一致。

圖2 不同灌水量下土壤季節(jié)性?xún)鋈谶^(guò)程線

2.2 灌水量對(duì)土壤溫度的影響

2.2.1不同深度處土壤溫度的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律

入冬前灌水改變了凍融土壤的吸熱、散熱、導(dǎo)熱性以及相變熱等土壤熱特性，同時(shí)水分增加了礦物骨架之間的聯(lián)系，增加了熱傳導(dǎo)通道，使導(dǎo)熱系數(shù)增大。為了探索凍融過(guò)程中不同深度土壤溫度的動(dòng)態(tài)變化特征，將土壤深度分為3個(gè)層次，運(yùn)用統(tǒng)計(jì)學(xué)和灰色關(guān)聯(lián)理論進(jìn)行分析。

(1)0～10 cm的土壤溫度。土壤熱源主要來(lái)于太陽(yáng)輻射，近地表處地溫在整個(gè)凍融期受氣溫影響變化劇烈，整體上呈現(xiàn)了先降低后升高的變化趨勢(shì)。由圖3(a)可以看出，I0地塊地面溫度在凍融期內(nèi)比I1和I2地塊平均高1.06 ℃。淺層土壤10 cm內(nèi)，如圖3(b)所示，溫度的波動(dòng)幅度較大。凍融初期，氣溫較高，受蒸發(fā)潛熱影響，I0地塊溫度較I1、I2地塊高1.68 ℃。進(jìn)入快速凍結(jié)和擬穩(wěn)定凍結(jié)階段后，土壤水分在降溫過(guò)程中不斷凍結(jié)，冰的出現(xiàn)和土顆粒的團(tuán)聚作用使土壤的導(dǎo)熱系數(shù)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(duì)關(guān)聯(lián)度為0.998，溫差均值為0.007 ℃，數(shù)值十分接近，在融化階段，氣溫回升導(dǎo)致土壤熱通量增加，I0、I1和I2地塊溫度在3月1日均出現(xiàn)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(shí)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(dòng)態(tài)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(dòng)態(tài)變化曲線，對(duì)比圖4(a)和圖4(b)不難看出：20～50 cm范圍內(nèi)，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(shù)從7.15減少至2.11。對(duì)20～50 cm范圍內(nèi)各個(gè)土層的溫度進(jìn)行灰色關(guān)聯(lián)度以及統(tǒng)計(jì)分析，其結(jié)果見(jiàn)表1。由表1得出，冬灌水量對(duì)凍結(jié)期20～50 cm范圍內(nèi)的土壤溫度有一定影響，因?yàn)橥寥涝趦鼋Y(jié)過(guò)程中，未凍區(qū)水分不斷向凍結(jié)鋒面遷移并凍結(jié)，鋒面附近水分相變強(qiáng)度增加，熱量的對(duì)流遷移以及相變潛熱的釋放使該階段內(nèi)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(jié)階段和擬穩(wěn)定凍結(jié)階段尤為顯著。整個(gè)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(shí)間線性增加，增溫速率幾乎相同?？梢?jiàn)，灌水量對(duì)土壤溫度場(chǎng)在時(shí)間上沒(méi)有產(chǎn)生滯后或者提前的影響，其變化趨勢(shì)幾乎同步。在水分劇烈相變區(qū)，凍融作用使土體溫度與灌水呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)。

圖4 2013-2014年凍融期20～50 cm處土壤溫度的動(dòng)態(tài)變化曲線

土壤深度/cm地塊編號(hào)Tmax/℃Tmin/℃極差R/℃均值/℃變異系數(shù)絕對(duì)相關(guān)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(nèi)，隨著土壤深度的增加，熱量波動(dòng)效應(yīng)減弱，土壤溫度雖然經(jīng)歷了由高降低再升高的變化過(guò)程，但土壤始終處于非凍結(jié)狀態(tài)。70 cm處[見(jiàn)圖5(a)]，I0、I1和I2地塊溫度在1月17日后出現(xiàn)相對(duì)穩(wěn)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(duì)關(guān)聯(lián)度均在0.98以上，可見(jiàn)，在整個(gè)凍融期內(nèi)，不同灌溉定額下深層土壤溫度隨時(shí)間呈現(xiàn)同步的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律。而且灌溉后淺、中層土壤熱容量和導(dǎo)熱率增加，減弱了負(fù)積溫的傳遞效應(yīng)，導(dǎo)致70～90 cm范圍內(nèi)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(dòng)態(tài)變化曲線

2.2.2土壤溫度的垂向分布規(guī)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(guān)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(jiàn)，在0～30 cm的耕作層內(nèi)，地溫受氣溫影響變化較大。在地下約10 cm處，不同時(shí)期I0、I1和I2地塊的熱流通量均出現(xiàn)明顯的零通量面，地溫出現(xiàn)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(nèi)地表土壤水分歷經(jīng)下滲和蒸發(fā)2個(gè)過(guò)程，伴隨氣溫下降部分土壤水分開(kāi)始凍結(jié)，蒸發(fā)潛熱(吸熱)、水分凍結(jié)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(xiàn)極小值。同時(shí)，在20 cm左右各地塊地溫不同程度出現(xiàn)極大值，這與犁底層土壤含水率高、土壤水分相變放熱有關(guān)。

30～150 cm內(nèi)，土壤剖面溫度在凍結(jié)期與土壤深度為正相關(guān)，在融化期與土壤深度為負(fù)相關(guān)。將30 cm處的地溫作為基礎(chǔ)值，用一元線性回歸分析對(duì)30～150 cm內(nèi)不同灌溉方案下各個(gè)時(shí)間點(diǎn)地溫隨土壤深度的變化規(guī)律進(jìn)行擬合與比較，兩者之間的線性關(guān)系可表示為：

圖6 2013-2014年凍融期不同時(shí)間點(diǎn)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(shù)，參數(shù)A表示地溫的溫度梯度。

用可決系數(shù)R2和估計(jì)的標(biāo)準(zhǔn)誤差S來(lái)檢驗(yàn)回歸方程的顯著性，得到的結(jié)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(fā)展呈現(xiàn)了先增大后減小的變化趨勢(shì)。在凍結(jié)期內(nèi)，I0、I1和I2地塊土壤溫度線性擬合的可決系數(shù)R2幾乎均在0.9以上，說(shuō)明地溫與土壤深度有良好的線性關(guān)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(nèi)土壤溫度增溫速率非常小，約為0.007 ℃/cm。此后，氣溫升高、太陽(yáng)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(shù)分別為0.756、0.758和0.783。由此可見(jiàn)，整個(gè)凍融期不同時(shí)間點(diǎn)所測(cè)土壤溫度與土壤深度的線性相關(guān)性隨灌溉定額的增加而增大，同一時(shí)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(dǎo)熱系數(shù)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(dǎo)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(guān)關(guān)系參數(shù)統(tǒng)計(jì)分析

3 結(jié) 論

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

(2)冬灌對(duì)不同凍融階段的土壤溫度有較為明顯的影響。凍結(jié)期內(nèi)，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(nèi)土壤溫度與灌水量呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)，增溫效應(yīng)在快速凍結(jié)和擬穩(wěn)定凍結(jié)階段尤為明顯；在60～150 cm內(nèi)，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(yīng)較凍結(jié)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(guī)律為： I0、I1和I2地塊土層溫度在10 cm處出現(xiàn)極小值。當(dāng)土壤深度大于30 cm時(shí)，整個(gè)凍融期內(nèi)土壤溫度與土壤深度的線性相關(guān)性隨灌水量增加而增大，同一時(shí)間點(diǎn)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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