季节性冻融期不同水氮量组合下土壤水分的时空变化特征

刘姗姗，郑秀清，吴 博

(太原理工大学水利科学与工程学院，太原 030024)

0 引 言

近年来随着水肥对农业发展的贡献与制约矛盾更加突出，我国华北到西北干旱区、直至东北寒温带均大面积推广采用水肥一体化灌溉新技术[1,2]。山西省作为干旱、半干旱气候区的典型代表，人均水资源占有量接近国际公认的缺水警戒线。为缓减旱情的加重和水资源日益短缺，山西部分地区采用水肥一体化进行冬春灌溉，以满足越冬作物及春耕的水、养分需求。

季节性冻土是一种含冰晶的特殊土水体系[3]，水分是这个系统中最活跃的因素，其运动的主控驱动力是水势梯度，而土壤水中因溶质的存在便产生土水势的分势—溶质势，当溶质的初始浓度和黏粒含量较高时，溶质势梯度对水流运动是完全有效的，且促使土壤的渗透性降低，影响土壤导水率。所以实施水肥一体灌溉后，肥料的源汇及其在冻结锋面处的动态储存均对土壤冰点和水分的迁移产生一定影响。同时灌溉水分显著增加土壤储水量，充分利用季节冻融作用对土壤剖面的再分布过程，使不同水肥量组合下的含水率展布存在独特差异。目前，国内外学者就冻融土壤中的水分及秋灌对其的影响做了详尽研究[4-11]，但是冻融作用与水氮耦合下土水体系中水分运移的时空变化少有涉及。本文拟以位于太原内陆盆地中部的山西省水文水资源勘测局太谷均衡站为依托，重点探索不同水氮量组合下非饱和冻融土壤介质中含水率时空变化特征，为北方大型灌区节水节肥和优化灌溉参数提供理论支持。

1 实验条件及方法

1.1 试验区概况

试验于2013年 10月至 2014年 3 月在太原内陆盆地中部的东阳试验区分块进行。试验地块初冻始于11中旬，12月10日后土壤快速冻结，1月下旬进入稳定冻结，受太阳净辐射和底层地热交互作用的影响，2 月下旬冻层双向融化，3 月中旬达到融通。根据试验区未处理裸地土壤自然冻融过程，将整个冻融期分为不稳定冻结阶段(11月17日-12月8日)、快速冻结阶段(12月9日-1月19日)、拟稳定冻结阶段(1月20日-2月27日)和融化阶段(2月28日-3月16日)，试验期间土壤最大冻结深度为58 cm，冻融历时125 d左右。土壤耕作层深度约30 cm，含有机质在1%左右，pH=8左右，全氮0.1%，全磷0.089%。对土壤剖面各土层颗粒含量、有机质、含水率等进行取样测定，结果如表1所示。

表1 试验地块土壤状况

1.2 试验方法及方案

试验地块冬灌时间均为10月20日，采用可溶解无机尿素做氮肥。灌溉后土壤水分在水氮耦合下经历一定时段的再分布过程。原位监测层分别为10、20、30、40、50、60、80和110 cm。选取各冻融阶段典型时间点进行取样，取样日期为11月10日、12月1日、12月22日、1月11日、1月17日、1月28日、2月16日、3月1日、3月15日，整个冻融期共采集9次，采集时间为上午8∶00-10∶00。各层土壤取出后，即刻用0.001 g精度的电子天平称取土样的湿重，在105 ℃的烘箱内将土样烘8～10 h至恒重，然后测定烘干土样，计算得出土壤的重量含水率。本次试验设置2个灌溉量、3个施肥水平形成2×3种实验组合，与未处理裸地形成对照，具体处理方式见表2。试验田块均为冬闲裸地，规格3 m×3 m，每种水氮量组合设置2个重复。

表2 试验设计

1.3 数据处理方法

用Matlab、Excel和灰色系统理论分析比较各冻融阶段含水率时空变化特征。

2 实验结果分析

2.1 不同冻融阶段土壤含水率分布

图1为不同水氮量组合下土壤冻融过程中各阶段水分的剖面展布，由于冻结期土壤最大冻结深度延伸至58cm，本文运用各土层的平均含水率作为土壤墒情指标重点研究冻结相变区(0～60 cm)及耕作层(0～30 cm)土壤持水情况。如图1(a)所示，不稳定冻结阶段各处理地块在40 cm处出现极小值，表层(0～40 cm)土壤含水率由于蒸发作用随深度的增加呈递增态势，且冬灌使土壤初始含水率大幅度提升，N0W0含水率较灌水处理低,在蒸发层带尤为明显。40～110 cm内土壤含水率高但未完全饱和，土壤含水率垂向波动但变化不大。如表3(左)所示，非冻结期0～30 cm土体平均含水率在灌水处理下明显高于N0W0。N100、N300和N500在W750下0～60 cm平均含水率分别为：18.51%、18.98%和19.38 %，是N0W0的1.14～1.19倍，在W375下分别为18.38%、18.98%和18.93%，是N0W0的1.13～1.16倍，说明非冻结期0～60 cm土壤墒情随着水、氮量的增加而愈加明显。

图1 不同冻融阶段土壤剖面含水率展布

图1(b)为快速冻结阶段土壤水分剖面。冻结前期土壤水分持续损耗于渐弱的蒸发作用，各处理土表含水率均降至4%左右，0～20 cm含水率因水量向上补给垂向递增。未冻水在冻结作用形成的附加基质势梯度下向已冻区迁移，土壤聚墒区为20～50 cm，N500W750和N300W375处理墒量峰值高于其他处理，分别比N0W0多0.82%和0.55%。40～80 cm含水率随深度的增加而逐渐减小，说明土壤冻后聚墒效应的影响深度延伸至80 cm处。如表3(右)所示，0～30 cm的土壤墒情在N300和N500下较N0W0高。N100、N300和N500在W750下0～60 cm平均含水率分别为：15.99%、16.83%和17.18 %，是N0W0的1.03～1.11倍，在W375下分别为15.43%、17.07%和16.64%，N0W0的1.00～1.10倍，说明灌水量一定时，快速冻结期0～60 cm土壤储水作用随着施氮量的增加而增加。

拟稳定冻结阶段融雪水迂回渗漏促使0～20 cm土壤水分再分布，由图1(c)所示：各处理表土含水率不同程度增加，在6.24%～13.56%之间变化。由于冻层的减渗作用，20 cm以下土层并未受融雪水明显影响。随着冻结峰继续向下发展，土壤聚墒区范围扩大延伸至60 cm处，峰值聚墒量出现在50 cm左右，由大到小为：N300W750、N300W375、N500W750、N0W0、N500W375、N100W750、N100W375。80～110 cm含水率由于水分向冻结缘补给进一步减小。如表4(左)所示， N100、N300和N500在W750下聚墒区(30～60 cm )土层含水率均值为20.16%，比W375高0.18%，这是由于初始含水率高时冻结作用形成的基质势梯度增大，加之土壤剖面有充足可供迁移的充足“水源”，使得冻层内土壤水分急剧增加。各处理0～60 cm土层墒量有所增加，N100、N300和N500在W750下0～60 cm平均含水率分别为：17.84%、17.88%和17.31%，是N0W0的1.08～1.11倍，在W375下分别为15.80%、17.07%和17.52%，N0W0的0.98-1.09倍，说明稳定冻结期高灌处理0～60 cm土壤储水聚墒效果更好。

融化阶段土壤含水率的剖面变化趋势与稳定冻结期基本相同。由图1(d)所示：土壤含水率在50 cm左右存在极小值，50 cm以上土壤蒸发作用渐强，各处理土层含水率值基本相同并随深度呈线性增加态势。60～80 cm含水率由于消融水下渗略有增加。如表4(右)所示，消融期土壤含水率分布受气候条件客观控制，各处理表、心层墒情并无明显差异，其中在灌水后N300和N500处理0～60 cm土层略高于自然储水量。

表3 不稳定冻结和快速冻结阶段不同水氮量组合下土壤剖面平均含水率 %

表4 拟稳定冻结和融化阶段不同水氮量组合下土壤剖面平均含水率 %

2.2 冻融期土壤的水分动态

图2为土壤最大冻深范围内水分的动态变化。表土层(0～20 cm)含水率在整个冻融期波动较大，灌溉定额的影响主要表现在灌水后短时间内，如图2(a)所示，11月10日，灌水地块0 cm处含水率在19.60～22.46之间变化，是N0W0的3.02～3.46倍。由于灌溉水分加强蒸发消耗，土壤表面形成干化硬壳，12月1日各处理土表含水率均降至最低值，在稳定冻结前期保持不变。雪层融水下渗使地表含水率迅速增加，灌水处理地块含水率峰值显著高于N0W0，其中N500W750和 N500W375含水峰值最高，分别为23.39%和14.99%。同时各处理0 cm土壤含水率与N0W0绝对关联度在0.526-0.548之间变化(见表5)，说明灌水多肥有利于融雪后0 cm含水率增加，且水氮量组合下地表含水率随时间发展趋势与自然裸地的相异程度较高。

图2 冻融期不同水氮量组合下各土层土壤含水率动态

如图2(b)、图2(c)所示，由于土壤蒸发强度垂向递减，封冻前后灌水地块10～20 cm处含水率较N0W0高，灌溉效应衰减行为随深度增加而延迟。由于过冷水向冻层迁移并滞留于冻结缘附近，各处理在冻结期先后出现峰值含水率，由表6可知，N500W750和N300W375含水率峰值呈现时间比N0W0提前7 d，其中10 cm处的含水峰值显著高于N0W0，其他处理下含水率峰值出现时间与N0W0相近。雪层融水下渗使10 cm处含水率增加，W375处理和N0W0增加幅度较W750大。消融后期，N500在W750和W375下平均含水率比N0W0分别高2.07%和1.14%，说明施肥量为500 kg/hm2时，10～20 cm处土壤增墒效果较佳。同时各处理10～20 cm含水率与N0W0绝对关联度在0.593～0.719之间变化，说明水氮量组合对冻融期土层含水率时程动态有较大的影响。

如图2(d)～(g)所示，各处理地块30～60 cm水分状况受气候影响微弱，含水率在12月22日前基本保持恒定，W750、W375和N0W0平均含水率分别为20.31%、19.92%和19.26%，说明灌水处理下封冻前后30～60 cm土壤墒情较高。由表6可知，N100、N300和N500在W750下土壤冻结密实度最高层带(30～40 cm)的平均峰值含水率分别为20.59%、20.83%和21.81%，是N0W0的1.07～1.13倍，在W375下分别为19.83%、22.14%和21.57%，是N0W0的1.03～1.15倍。同时与N0W0相比，N100、N300和N500在灌水处理下冻结聚墒峰值出现时间随肥量的增加而缩短，这是由于灌水后冻结作用形成的附加基质势增大，使得正冻区未冻水迁移量急剧增加。土体消融后，各处理地块土壤水分运移以蒸发上补为主，其中N500W750和N300W375处理30～40 cm平均含水率分别比N0W0多1.66%和1.95%，其他处理含水率值与N0W0相近，说明消融后期N500W750和N300W375处理30～40 cm土层对水分的吸持作用更强。由于高水氮处理使50～60 cm已冻区密实度降低，N500在W750和W375下冻结形成的附加基质势梯度相应减小，N300在W750和W375下的含水率峰值最高，分别比N0W0高出3.06%和3.07%。N500W750冻结聚墒峰值提前12 d，其他处理冻结聚墒峰值出现的时间与N0W0相近。之后原位冻层解冻消融水下渗，各处理50～60 cm含水率不同程度增加，其中N300W750和N300W375增幅最为明显，分别为2.00%和0.9%。同时各处理30～60 cm含水率与N0W0绝对关联度在0.640～0.993之间变化，说明水氮量组合对冻融期心、底层土壤含水率时程动态影响较表层土壤低。

表5 各处理地块与N0W0之间土壤含水率的绝对关联度

表6 土壤冻结含水率峰值及其出现时间

3 结 语

(1)水氮量组合对冻融期土壤剖面水分状况有明显影响：不稳定冻结阶段，各处理地块剖面含水率在40 cm处形成发散型零通量面，N0W0含水率较灌水地块低；快速冻结阶段水分运移主要受冻结作用形成的附加基质势驱动，土壤聚墒区为20～50 cm，N500W750和N300W375处理墒量峰值高于其他处理，且灌水量一定时，0～60 cm土壤储水作用随着氮量的增加而增加。

(2)拟稳定冻结阶段土壤聚墒区范围延伸至60 cm处，峰值聚墒量下移至50 cm左右，由大到小为：N300W750、N300W375、N500W750、N0W0、N500W375、N100W750、N100W375。W750下0～60 cm土壤储水聚墒效果更好；融化阶段，各处理50 cm以上土层含水率值基本相同并随深度呈线性增加态势。灌水后N300和N500地块0～60 cm土层高于自然储水量。

(3)表土层(0～20 cm)含水率在整个冻融期波动较大，封冻前后地块灌溉效应衰减随深度增加而延迟。N500W750和N300W375地块10～20 cm含水率峰值呈现时间比N0W0提前7d，消融后期施肥量为500 kg/hm2时，土壤增墒效果较佳。

(4)灌水后土壤冻结密实度最高层带(30～40 cm)的平均峰值含水率均高于N0W0，冻结聚墒峰值出现时间随肥量的增加而缩短，消融期N500W750和N300W375处理对水分的吸持作用更强。N300W750和N300W375处理50～60 cm的含水率峰值较高，消融期增幅最为明显，分别为2.00%和0.9%。各处理土壤含水率与N0W0绝对关联度整体随深度增加而减小，说明水氮量组合对冻融期0～60 cm含水率时程动态的影响随深度增加而递减。

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