潘大全，陳軍鋒，薛 靜，杜文杰，崔莉紅，杜 琦

（1.太原理工大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院，太原030024；2.山西省水文水資源勘測總站太谷均衡實(shí)驗(yàn)站，太谷030800）

0 引 言

我國季節(jié)性凍土和多年凍土分布面積約占陸地總面積的70%，且大部分屬于干旱、半干旱的水資源嚴(yán)重短缺區(qū)。在季節(jié)性凍土分布區(qū)，農(nóng)業(yè)用水占總用水量的85%以上，各大中型灌區(qū)出于儲水保墑的目的，常常實(shí)施冬春灌水[1]。冬季灌水可顯著改善土壤水熱狀況[2]，減少病蟲害，提升作物產(chǎn)量[3,4]，提高灌溉水資源的利用率，對于緩解“春旱”和促進(jìn)農(nóng)作物生長發(fā)育具有積極的影響[5]。

為確定灌區(qū)適宜的灌溉模式，國內(nèi)外學(xué)者已對不同灌水量、不同地表覆蓋條件以及2者共同作用下的土壤水熱變化情況進(jìn)行了大量研究。季節(jié)性凍融期灌溉水量對土壤的凍融過程有明顯的增溫效應(yīng)，最大凍結(jié)深度隨著灌水量的增加而減小[5,6]。凍融期地表覆膜、覆秸稈和覆砂，可平抑含水率和溫度變化，減少土壤的蒸發(fā)[7-12]。入冬后較早灌水的地塊耕作層土壤溫度在整個(gè)凍融期處于較低值[13,14]，灌水可以平抑土壤溫度變幅，降低最低溫度[15]，延緩?fù)寥纼鼋Y(jié)時(shí)間[16]。為了解決鹽漬化土壤影響作物生產(chǎn)的問題，內(nèi)蒙古河套地區(qū)確定了合理的秋澆定額和秋澆時(shí)間[17-19]?？傊?，國內(nèi)外從農(nóng)業(yè)生產(chǎn)實(shí)際出發(fā)進(jìn)行了冬灌土壤水熱狀況的研究，但尚未明確冬季什么時(shí)間灌水更有積極的水熱效應(yīng)。

本文根據(jù)凍融期未灌水裸地和7個(gè)不同時(shí)間灌水地塊土壤溫度和含水率的監(jiān)測資料，采用統(tǒng)計(jì)分析的方法對凍融期不同時(shí)間灌水地塊的土壤水熱變化特征進(jìn)行了分析。研究成果對于季節(jié)性凍融期土壤儲水保墑和合理確定冬春灌溉時(shí)間具有一定的理論指導(dǎo)意義。

1 試驗(yàn)條件

1.1 試驗(yàn)地概況

試驗(yàn)于2004年11月至2005年3月在山西省晉中盆地的山西省水文水資源勘測總站太谷均衡實(shí)驗(yàn)站進(jìn)行，地理位置112°30′32.58″、37°26′11.74″，海拔高度775.0 m，地面坡度0.3%。試驗(yàn)區(qū)屬大陸性干旱半干旱氣候，多年（1954-2020年）平均氣溫9.95 ℃；年降水量415 mm，主要集中在6-9月份；水面蒸發(fā)能力1 642 mm，歷史最大凍土深度為92 cm，多年平均相對濕度74.0%，多年平均風(fēng)速0.9 m/s，全年平均無霜期200 d。試驗(yàn)期日平均氣溫和降水情況見圖1。

圖1 試驗(yàn)期日平均氣溫和降水情況

1.2 試驗(yàn)監(jiān)測項(xiàng)目

試驗(yàn)田土壤類型為沙壤土，試驗(yàn)區(qū)土壤物理特性見表1。監(jiān)測項(xiàng)目：氣象數(shù)據(jù)（氣溫、降水、風(fēng)速、太陽輻射等）通過自動(dòng)氣象站監(jiān)測；土壤溫度通過預(yù)埋熱敏電阻探頭監(jiān)測；土壤含水率通過烘干稱重法測定，土壤溫度和含水率的檢測深度均為0、5、15、20、40、60 cm。

表1 土壤質(zhì)地主要參數(shù)

凍融期試驗(yàn)共設(shè)置了8 種地塊，大小均為3 m×3 m，其中L0代表未灌水地塊，L1和L2為不穩(wěn)定凍結(jié)階段灌水地塊，L3和L4為穩(wěn)定凍結(jié)階段灌水地塊，L5、L6和L7為消融解凍階段灌水地塊。凍融期僅灌水1 次，灌水量均為225 m3/hm2，灌水時(shí)間為8:00，灌溉水源為試驗(yàn)區(qū)地下水，水溫6～8 ℃。凍融期試驗(yàn)地塊灌水時(shí)間設(shè)置見表2。

表2 凍融期不同時(shí)間灌水試驗(yàn)地塊設(shè)置情況

2 凍融期土壤溫度和含水率的統(tǒng)計(jì)分析

2.1 土壤剖面溫度

使用統(tǒng)計(jì)學(xué)中的極差（R）和變差系數(shù)（Cv）分析凍融期各地塊不同深度土壤溫度和含水率的變化。

式中：ymax為凍融期同一深度的最大值；ymin為凍融期同一深度的最小值；R反映了數(shù)據(jù)變化幅度的大小。

式中：σ為均方差；n為系列數(shù)據(jù)的數(shù)量；yi為系列數(shù)據(jù)；為系列數(shù)據(jù)的均值；Cv反映了總體系列數(shù)據(jù)離散程度的大小，不能表示出現(xiàn)負(fù)值的變化特征，所以出現(xiàn)負(fù)值時(shí)均忽略[20]。

凍融期不同時(shí)間灌水地塊土壤溫度的變差系數(shù)和極差結(jié)果見圖2?？梢姡煌貕K的Cv和R均隨土壤深度的增加而減少，0～20 cm 土壤溫度的Cv值均高于0.95，溫度變化較為劇烈，處于溫度活躍變化層；20～60 cm 的土壤處于溫度漸變層[7]，反映了外界溫度和大氣條件對土壤溫度的影響隨著土壤深度的增加而減弱。入冬后灌水使表層土壤含水率增大，由于水的比熱容較大[21]，延緩了土壤溫度下降速度，具有平抑地溫的作用[5]，所以灌水地塊較未灌水地塊0～20 cm 土壤溫度的Cv值小。

圖2 土壤溫度的變差系數(shù)和極差統(tǒng)計(jì)分析結(jié)果

2.2 土壤剖面含水率

凍融期不同深度土壤含水率的Cv和R分析結(jié)果見圖3。可見，所有試驗(yàn)地塊的Cv值均大于0.07，反映了0～60 cm 的土層都屬于水分活躍層[7]。隨著土壤深度的增加，外界氣象因素對土壤含水率的影響程度逐漸減弱。灌水后使得土壤水分增加，水分的遷移和重分布變化活躍。灌水地塊0～20 cm 土壤含水率的Cv值較L0 地塊高0.05～0.30，40～60 cm 土壤含水率的Cv值較L0 地塊高0.02～0.10。然而，灌水后L1～L6 地塊20～30 cm 土壤水分變化較L0地塊的Cv值小0.01～0.13。

圖3 土壤含水率的變差系數(shù)和極差統(tǒng)計(jì)分析結(jié)果

3 凍融期土壤剖面水熱變化特征

3.1 不同時(shí)間灌水對土壤溫度的影響

不穩(wěn)定凍結(jié)階段凍層較薄，11月30日灌水使“顆粒狀”的凍層融化，水分向下下滲使下部土壤含水率增大，土壤水分在凍結(jié)作用下發(fā)生相變和重新分布，因?yàn)楸某霈F(xiàn)使土壤導(dǎo)熱系數(shù)增大[22]，所以在外界較低氣溫的影響下L1 土壤整體降溫明顯，土壤剖面溫度低于其他試驗(yàn)地塊，相對于未灌水地塊下降2～4 ℃。凍融期不同時(shí)間灌水地塊土壤剖面溫度等值線見圖4。

圖4 凍融期不同時(shí)間灌水地塊的土壤溫度等值線（單位：℃）

穩(wěn)定凍結(jié)階段日平均氣溫為全年最低，此階段灌水地塊L3 和L4 較L0 地塊0～20 cm 平均土壤溫度高1～2 ℃。這是因?yàn)橥寥乐械谋葻崛荩阂合?.2 J/(g·℃)＞氣相1.0 J/(g·℃)＞固相0.8 J/(g·℃)[15]。由于水的比熱容較大，在凍結(jié)的過程中會釋放更高的凝結(jié)潛熱，使得在凍結(jié)降溫時(shí)可以延緩?fù)寥罍囟认陆邓俣?，具有平抑地溫的效果[21]，可為過冬作物提供良好的溫度條件。與此同時(shí)，灌水后地表土壤的含冰量較高，負(fù)溫能更有效地向土壤深處傳遞。因此，凍結(jié)階段灌水地塊（L1～L4）土壤負(fù)溫在2月1日左右發(fā)展到43～60 cm，而L0 地塊達(dá)到35 cm左右。

翌年2月之后，由于太陽輻射逐漸增強(qiáng)，氣溫回升，土壤吸收熱量進(jìn)入消融解凍階段。此階段灌水后土壤含水率升高，但因?yàn)樗臒崛萘看螅寥罍囟壬咝枰崭嗟臒崃?，所以土壤升溫緩慢?月1日，L0 地表溫度達(dá)6 ℃，而灌水地塊（L5、L6 和L7） 升溫緩慢，延遲3～4 d 達(dá)到6 ℃。

3.2 土壤含水率分析

所有地塊土壤剖面初始含水率相近，在初始時(shí)刻地表處土壤含水率較低，約9.0%。在20～40 cm 處出現(xiàn)聚墑區(qū)，約18.0%～19.0%。凍融期不同時(shí)間灌水地塊土壤含水率變化見圖5。

圖5 凍融期不同時(shí)間灌水地塊土壤含水率等值線（單位：%）

由于地表蒸發(fā)強(qiáng)烈，L0 地表處土壤含水率較低并形成2 cm 厚的“干土層”。凍層在“干土層”以下，1月21日凍層向下發(fā)展，凍結(jié)鋒面達(dá)到57 cm 處，下部的未凍水在基質(zhì)勢梯度的作用下向上遷移至凍結(jié)鋒面。1月21日至3月15日在15～40 cm 處的土層形成聚墑區(qū)。11月30日灌水時(shí)土壤處于不穩(wěn)定凍結(jié)階段，凍層厚度較薄且晝?nèi)谝箖?，多為粒狀與多孔狀[23]。灌水使凍層部分融化，土壤下滲能力強(qiáng)，土壤剖面含水率增加顯著。在外界負(fù)溫的作用下，水分在2～30 cm 聚集，含水率最高達(dá)35.0%，L1較L0土壤2～10 cm平均含水率高69.0%。

12月14日至1月6日，氣溫持續(xù)降低，地表負(fù)積溫不斷增加，凍結(jié)鋒面進(jìn)一步向下發(fā)展，凍層達(dá)到25 cm。由于凍層的形成和發(fā)展，凍層的減滲作用增強(qiáng)，土壤入滲能力減弱[24]，水分滯留在凍層上部，同時(shí)下層的未凍水在基質(zhì)勢梯度的作用下向上遷移至凍結(jié)鋒面[25]，25～40 cm 土壤含水率降低了1.1%～28.5%。而0～25 cm 形成聚墑區(qū)，含水率高達(dá)40.0%～45.0%，較L0地塊0～25 cm平均含水率高44.5%。

2月13日至3月17日土壤處于消融解凍階段，地表多為粒狀凍層或非凍結(jié)干土層[23]。上部融化的水分受凍層的阻止，使“干土層”含水率增加，在地表處出現(xiàn)“返漿”現(xiàn)象[26]。L5 和L6 分別在2月16日和2月25日灌水，灌水前上層凍結(jié)鋒面均在10 cm 左右[13]，地表處仍未完全解凍。灌水加速了土壤的消融解凍，但夜間隨著氣溫的降低，地表再次凍結(jié)，形成0～12 cm 厚的凍層，并在0～40 cm 處形成聚墑區(qū)，含水率最高達(dá)40.0%和35.0%，較L0 地塊0～40 cm 平均含水率高31.0%～34.0%。L7在3月15日灌水，此時(shí)地塊已經(jīng)完全解凍，灌水前該地塊經(jīng)歷了凍結(jié)期，土壤水分發(fā)生遷移和重分布，在15～40 cm 處形成聚墑區(qū)。灌水后水分下滲，并在0～40 cm 處形成液態(tài)水分聚墑區(qū)，含水率最高達(dá)35.0%，較L0地塊0～40 cm 平均含水率高19.0%。

土壤消融解凍結(jié)束時(shí)，穩(wěn)定凍結(jié)階段灌水地塊0～20 cm 土壤平均含水率為24.0%～27.0%，較不穩(wěn)定凍結(jié)階段和消融解凍階段灌水地塊增加7%～14%?？梢姡€(wěn)定凍結(jié)階段灌水對耕作層0～20 cm 土壤具有較好的蓄水保墑作用，可為春播作物提供需要的水分條件[27]。

4 結(jié) 論

（1）凍結(jié)階段灌水對土壤溫度的影響較大。不穩(wěn)定凍結(jié)階段初灌水對整個(gè)凍融期的土壤溫度具有明顯的降溫效應(yīng)，較L0 降低2～4 ℃；當(dāng)?shù)乇韮鰧有纬刹⒎€(wěn)定時(shí)，灌水對土壤溫度具有一定的增溫效應(yīng)，較L0 提高1～2 ℃。凍結(jié)階段灌水地塊在消融解凍時(shí)不利于溫度的回升，消融解凍時(shí)期灌水對土壤溫度的影響較小。

（2）凍融期灌水后0～60 cm 土壤剖面水分變化活躍，0～20 cm 土壤剖面溫度變化活躍，灌水降低了土壤溫度變化幅度，具有平抑地溫的作用。

（3）凍融期較早的灌水對土壤剖面0～60 cm 的儲水效果較好。不穩(wěn)定凍結(jié)初期灌水對2～10 cm 的土壤含水率較L0 提高69.0%；穩(wěn)定凍結(jié)階段灌水0～25 cm 土壤平均含水率較L0 提高44.5%；消融解凍階段灌水0～40 cm 土壤平均含水率較L0 提高19.0%～34.0%。

（4）穩(wěn)定凍結(jié)階段灌水對0～20 cm 土壤具有較好的蓄水保墑作用，可為春播作物提供需要的水分條件。