季节性冻融期灌溉水量对土壤温度时空变化的影响

刘姗姗，郑秀清，刘 萍，陈军锋，刘化涛

(太原理工大学水利科学与工程学院，太原 030024)

我国季节性冻土和多年冻土影响面积约占陆地总面积的70%，且大部分属于干旱、半干旱气候区[1]，为了提高农业产量，大部分灌区实施冬春灌溉以增加土壤底墒。冻融期土壤水分经历剧烈的相变过程[2]，因此灌溉后土壤剖面含水率的增加[3]必然会影响土壤热量的平衡状况，使田间土壤剖面温度随之改变。关于土壤系统中热量迁移，国内外的学者做了大量的研究。Yoshi[4]分析得出水的比热容在固液相变阶段比水在未冻、完全冻结阶段高出几个数量级。Wang[5]等对滴灌和喷灌处理下土水体系中温度的变化规律进行了分析，结果表明：滴灌有利于增加土壤的剖面温度。史报忠[6]等研究了灌溉对农田地温的影响，结果表明冬季实施灌溉后，试验地块的地表地温、最高地温和最低地温均表现出增温效应。

在我国北方，绝大部分冬春灌溉都是在地表附近有冻层的条件下进行的，冬灌和冻融期负温的交互作用对整个冻融期土壤温度变化有着不可忽视的影响。且冻融期土壤温度决定着初春地温[7]，控制着耕作层土水体系储热量的动态变化，进而影响农作物的生长。同时,土壤物理性质依赖于地温[8]，测量土壤温度是解释水分行为最有效的方法之一，温度传感器可控性和合理性更高[9]，可为农田储水保墒措施提供更可靠的理论基础。本文以不同灌水定额下土壤水热迁移试验为基础，定量分析冻融期土壤温度的时空变化特征，为冬灌技术参数的确定[10]、土壤水热资源的有效利用提供参考。

1 试验条件及方法

1.1 试验区概况

试验区位于晋中市榆次区的东阳镇，属于山西省农科院的试验基地，面积约167 hm2。该区属于晋中盆地潇河冲积平原，地势平坦，海拔为799.4～804.6 m，土壤质地为壤土。试验区年均降水量430.2 mm，平均相对湿度60%，年均无霜期154 d，土壤最大冻结深度为92 cm。试验期间(2013年11月至2014年3月)太阳总辐射为123 kJ/cm2，2月7日出现最低值，为0.24 kJ/cm2。平均气温为-0.2 ℃，12月最冷，月均气温为-4.1 ℃。3月27日的日均气温最高，为16.5 ℃，2月7日的日均气温最低，为-13.2 ℃。2013-2014年冻融期日辐射量和日均气温变化特征如图1所示。

图1 试验期间日辐射量和日均气温变化特征曲线

1.2 试验方法及方案

野外试验在东阳试验区进行，共分为3种不同灌溉水量的田块，编号为I0、I1和I2，分别对应3种灌溉定额0、375和750 m3/hm2。灌溉时间为10月20日，灌溉后土壤水分经历一定时段的再分布过程。试验田块均为冬闲裸地，每个试验田块的面积为3 m×3 m，设2个重复。跟踪自然冻融过程，辅以人工控制条件，实施3种灌水定额下土壤剖面温度的动态监测。土壤温度采用预埋的热敏电阻监测，监测层位分别为0、10、20、30、40、50、70、90、100和150 cm。整个冻融期共观测地温12次，每次监测时间为上午8∶00-10∶00。

2 试验结果及分析

2.1 灌水量对土壤冻融特性的影响

根据室内冰点测试试验，试验土壤的冰点为-0.7 ℃，据此做出不同灌溉定额下土壤的冻结特征曲线(见图2)。可见，不同灌溉水量条件下土壤冻融过程可明显地分为4个阶段：不稳定冻结阶段、快速冻结阶段、拟稳定冻结阶段和融化阶段。土壤冻融阶段与前人研究结果[7]相吻合。

(1)土壤冻结特征。由图2可知，未灌水裸地I0初冻始于2013年11月18日，冻深4 cm，冻结程度低，田间多为粒状冻结和薄层霜状冻层。随着气温继续降低和负积温不断累积，自12月10日开始，3种试验地块先后进入快速冻结阶段，土壤中冰含量以及冻层的密实度逐渐增加。此阶段内，土壤冻结速率随着灌水量的增加呈递减态势，I0、I1和I2地块的冻结速率分别为0.90、0.86和0.79 cm/d。这是由于水的比热容较大，灌水量增加使土壤的容积热容量呈直线增大，土壤负积温向下传递速度减慢以及冻结温度场相变潜热的释放使灌水量高的地块地温下降幅度较小。拟稳定冻结阶段，日均气温在0 ℃左右，土壤冻结深度趋于稳定并达到最大。在该阶段内，I0、I1和I2地块稳定冻结出现时间随着灌水量的增加而推迟，分别为1月17日、1月24日和1月28日；最大冻结深度随灌溉水量的增加而减小，分别为58、52和43 cm，最大冻结深度持续时间分别42、34和21 d。由此可见，灌水量增加后，土水体系中液固相变释放的结冰潜热使周围土壤温度升高，抵消部分向下传导的负积温通量，从而推迟了稳定冻层出现的时间，显著降低相变温度区土壤的冻结深度，大幅度缩短稳定冻结时间。

(2)土壤融化特征。随着春季太阳辐射的增强，土壤得热大于失热。受太阳净辐射和底层地热交互作用的影响，试验区地块开始双向融化。由于冻结期3种地块土壤的原冻结深度不同，融化开始时间亦不同，I0、I1和I2开始融化的时间分别为2月14日、2月21日和3月1日，并约于3月12日几乎同时融通。I0、I1和I2地块的融解速率分别为2.62、1. 60和1.20 cm/d，这是由于在融化阶段初期，灌水量高的地块含水率保持在较高水平，地层增温缓慢所致。由此可见，灌水降低地块的解冻速率，但其增温效应使原位冻层达到通融的时间基本一致。

图2 不同灌水量下土壤季节性冻融过程线

2.2 灌水量对土壤温度的影响

2.2.1不同深度处土壤温度的动态变化规律

入冬前灌水改变了冻融土壤的吸热、散热、导热性以及相变热等土壤热特性，同时水分增加了矿物骨架之间的联系，增加了热传导通道，使导热系数增大。为了探索冻融过程中不同深度土壤温度的动态变化特征，将土壤深度分为3个层次，运用统计学和灰色关联理论进行分析。

(1)0～10 cm的土壤温度。土壤热源主要来于太阳辐射，近地表处地温在整个冻融期受气温影响变化剧烈，整体上呈现了先降低后升高的变化趋势。由图3(a)可以看出，I0地块地面温度在冻融期内比I1和I2地块平均高1.06 ℃。浅层土壤10 cm内，如图3(b)所示，温度的波动幅度较大。冻融初期，气温较高，受蒸发潜热影响，I0地块温度较I1、I2地块高1.68 ℃。进入快速冻结和拟稳定冻结阶段后，土壤水分在降温过程中不断冻结，冰的出现和土颗粒的团聚作用使土壤的导热系数迅速增加，土壤向上的温度梯度减小，灌水地块的土壤温度比未灌水地块平均增加1.52 ℃。I1和I2地块10 cm处土壤温度的绝对关联度为0.998，温差均值为0.007 ℃，数值十分接近，在融化阶段，气温回升导致土壤热通量增加，I0、I1和I2地块温度在3月1日均出现了峰值，分别为7.1、3.1和5.1 ℃。在融化阶段的中后期，气温回升，土壤温度随着时间线性增加，I0地块地温增加的速度稍快，在3月16日左右，土壤温度非常接近。

图3 2013-2014年冻融期0～10 cm处土壤温度的动态变化曲线

(2)20～50 cm土壤温度。图4为20和50 cm处土壤温度的动态变化曲线，对比图4(a)和图4(b)不难看出：20～50 cm范围内，随着土壤深度增加，地温的变幅逐渐衰减，I0地块土壤地层温度的变异系数从7.15减少至2.11。对20～50 cm范围内各个土层的温度进行灰色关联度以及统计分析，其结果见表1。由表1得出，冬灌水量对冻结期20～50 cm范围内的土壤温度有一定影响，因为土壤在冻结过程中，未冻区水分不断向冻结锋面迁移并冻结，锋面附近水分相变强度增加，热量的对流迁移以及相变潜热的释放使该阶段内的土壤温度随着灌水量的增加而增加，其增加量在快速冻结阶段和拟稳定冻结阶段尤为显著。整个冻融期同一层位土壤温度的离散程度随着灌水量增加而减少。在融化阶段中后期，土壤温度随着时间线性增加，增温速率几乎相同。可见，灌水量对土壤温度场在时间上没有产生滞后或者提前的影响，其变化趋势几乎同步。在水分剧烈相变区，冻融作用使土体温度与灌水呈现显著的正相关。

图4 2013-2014年冻融期20～50 cm处土壤温度的动态变化曲线

土壤深度/cm地块编号Tmax/℃Tmin/℃极差R/℃均值/℃变异系数绝对相关度温差均值/℃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土壤温度。60～150 cm范围内，随着土壤深度的增加，热量波动效应减弱，土壤温度虽然经历了由高降低再升高的变化过程，但土壤始终处于非冻结状态。70 cm处[见图5(a)]，I0、I1和I2地块温度在1月17日后出现相对稳定最低值，其值分别为0.57、0.69和0.73 ℃。I0、I1和I2地块土壤温度的绝对关联度均在0.98以上，可见，在整个冻融期内，不同灌溉定额下深层土壤温度随时间呈现同步的动态变化规律。而且灌溉后浅、中层土壤热容量和导热率增加，减弱了负积温的传递效应，导致70～90 cm范围内不同灌水量下地块温差均值随深度增加逐渐减小。

图5 2013-2014年冻融期60～150 cm处土壤温度的动态变化曲线

2.2.2土壤温度的垂向分布规律

冻融期土壤剖面热量传输与土壤体系中水分相变以及土层之间未冻水通量关系密切，能量传输特征决定了土壤温度的垂向分布。图6为冻融期土壤温度的剖面变化曲线。 由图6可见，在0～30 cm的耕作层内，地温受气温影响变化较大。在地下约10 cm处，不同时期I0、I1和I2地块的热流通量均出现明显的零通量面，地温出现极小值，1月17日，3种地块的土壤温度的极小值分别为-6.28、-4.99和-5.08 ℃。这是由于灌水后短期内地表土壤水分历经下渗和蒸发2个过程，伴随气温下降部分土壤水分开始冻结，蒸发潜热(吸热)、水分冻结相变放热以及土体向上的温度梯度三者相互叠加使得地温出现极小值。同时，在20 cm左右各地块地温不同程度出现极大值，这与犁底层土壤含水率高、土壤水分相变放热有关。

30～150 cm内，土壤剖面温度在冻结期与土壤深度为正相关，在融化期与土壤深度为负相关。将30 cm处的地温作为基础值，用一元线性回归分析对30～150 cm内不同灌溉方案下各个时间点地温随土壤深度的变化规律进行拟合与比较，两者之间的线性关系可表示为：

图6 2013-2014年冻融期不同时间点土壤温度的垂向分布曲线

T=AZ+B

式中：T为土层地温；Z为地表向下的土壤剖面深度；A、B分别为拟合参数，参数A表示地温的温度梯度。

用可决系数R2和估计的标准误差S来检验回归方程的显著性，得到的结果如表2所示。

由表2可得在土壤深度30 cm之下，土壤剖面温度梯度随冻融阶段的发展呈现了先增大后减小的变化趋势。在冻结期内，I0、I1和I2地块土壤温度线性拟合的可决系数R2几乎均在0.9以上，说明地温与土壤深度有良好的线性关系，且随着灌水量的增加，土壤温度梯度减小、R2增大、S值减小。3月初，未灌水裸地30～150 cm范围内土壤温度增温速率非常小，约为0.007 ℃/cm。此后，气温升高、太阳辐射增加，土壤温度随土壤深度逐渐递减，I0、I1和I2地块递减速率为分别为-0.022、-0.018和-0.017 ℃/cm ，可决系数分别为0.756、0.758和0.783。由此可见，整个冻融期不同时间点所测土壤温度与土壤深度的线性相关性随灌溉定额的增加而增大，同一时间温度增减速率随灌水量的增加而减少。这是由于干燥至最大的分子含水率或者塑限阶段，导热系数随含水率增大而迅速增大[11],土壤热量传递较快，且灌水定额增加之后，土壤含水率增加，土壤导温率随之升高，土壤消除地层间温度差异能力提高而使温差随着土壤深度分布逐渐均匀。

表2 地温与土壤深度相关关系参数统计分析

3 结 论

(1)冬灌后土壤对热量收支的敏感度降低，稳定冻结深度出现的时间为I0>I1>I2,I0、I1和I2地块的最大冻结深度随灌水量的增加而减少，分别为58、52和43 cm。

(2)冬灌对不同冻融阶段的土壤温度有较为明显的影响。冻结期内，未灌水地块I0的表层温度较高，10 cm处灌水地块的土壤温度比未灌水地块平均增加1.52 ℃；20～50 cm内土壤温度与灌水量呈现显著的正相关，增温效应在快速冻结和拟稳定冻结阶段尤为明显；在60～150 cm内，灌水地块的土壤温度高于未灌水裸地的土壤温度。在融化阶段，冬灌的增温效应较冻结阶段小，不同灌水定额下的增温速率接近。

(3)同一冻融阶段土壤温度的垂向分布规律为： I0、I1和I2地块土层温度在10 cm处出现极小值。当土壤深度大于30 cm时，整个冻融期内土壤温度与土壤深度的线性相关性随灌水量增加而增大，同一时间点地温沿土壤深度的增减速率随灌水量的增加而减小。

[1] 陈 博，李建平. 近50年来中国季节性冻土与短时冻土的时空变化特征[J]. 大气科学，2008,32(3):442-433.

[2] 樊贵盛,郑秀清,贾宏骥. 季节性冻融土壤的冻融特点和减渗特性的研究[J].土壤学报, 2000,37(1):24-32.

[3] 李瑞平,史海滨,王长生，等. 秋灌定额对越冬期土壤水盐运移分布的影响[J]. 灌溉排水学报, 2010,29(6):43-46.

[4] Yoshi S N, Allen T, Joseph O, et al. Transport of water in frozen soil: I. Experimental determination of soil-water diffusivity under isothermal conditions[J]. Advances in Water Resources, 1982,5(4):221-226.

[5] Wang D, Shannon M C, Grieve C M, et al. Soil water and temperature regimes in drip andsprinkler irrigation, and implicationsto soybean emergence[J]. Agricultural Water Management, 2000,43(1):15-28.

[6] 史报忠，郑方纯，曹国良, 等．灌溉对农田地温和气温影响的实验研究[J]. 中国农业气象，1998，19(3):34-37.

[7] 依艳丽，梁运江，张大庚.不同水肥处理对辣椒保护地土壤温度和CO2含量的影响[J].土壤通报, 2006,37(5):875-880.

[8] Flerchinger G N, Lehrsch G A, Mccool D K. Freezing and thawing process[C]∥ Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences.2013:104-110.

[9] Mayumi Y, Shinichi T, Tomohiro I, et al. Temporal changes of soil temperature with soil water content in an embankment slope during controlled artificial rainfall experiments[J]. Journal of Applied Geophysics. 2015,114:134-145.

[10] 卢 路, 刘家宏, 叶 睿，等. 华北地区暴雪覆盖与土壤墒情关系初探[J].节水灌溉，2011，(1):10-17.

[11] 徐学祖, 邓友生. 冻土中水分迁移的研究[M]. 北京: 科学出版社,1991.