疏勒河源区含砂砾石土壤水热实验

何玉洁， 宜树华， 陈建军， 秦 彧

(1.中国环境科学研究院，100012，北京；2.南通大学，226007，江苏南通； 3.中国科学院西北生态环境资源研究院，730000，兰州；4.桂林理工大学测绘地理信息学院，541004，广西桂林)

青藏高原由于独特的地理位置成为全球气候变化的敏感区，其动力和热力作用对大气环流、气候变化和灾害性天气形成发展产生了很大的影响[1]。土壤是陆面过程的一个分量,土壤温度和湿度作为陆面过程中的重要参量,它们通过改变地表向大气输送的感热、潜热和长波辐射通量而影响气候变化,而且影响土壤本身的热力性质和水文过程,从而改变地表的各种参数,进而影响气候变化[2]。土壤水热变化是陆地与大气之间能量和水分交换的重要过程之一,因此加强土壤水热状况模拟的准确性是改进陆面过程、提高天气和气候模拟效果的迫切需要[3]。在近年大量的野外实验观察中，发现青藏高原有大量砂砾石的存在。青藏高原高寒草地由于缓慢的风化和成土作用，土壤质地较粗,土层较薄，砂土含量较大,局部土壤石块和砾石含量较多，石块和砾石的存在将对土壤的水热性质产生一定的影响[4]。MILLER等[5]定义砂粒石为粒径>2 mm，相对独立、不易破碎的矿物质颗粒。土壤中的砾石会影响土壤物理特性[6]，以及导热率、含水量、孔隙度和入渗特性[7]；因此，对青藏高原土壤水热传输的准确模拟是提高陆面过程模拟精度的重要条件，对于全球变化的研究具有重大意义[8-10]。

土壤饱和导水率是指土壤全部孔隙充满水时，在单位水势梯度作用下，通过垂直于水流方向的单位面积土壤的水流通量或渗流速度[11]。它作为土壤水分平衡研究中的关键参数，对地面的水分入渗、径流及蒸散三者之间的分配关系产生影响[12]。目前，对于饱和土壤导水性能的研究主要集中在土壤表层，缺乏研究其在土壤剖面上的变化[13]，对于青藏高原土壤饱和导水率的测定实验则更少。现有许多学者[14-16]对含有碎石的配级土进行研究，测定其饱和导水率和水土特征曲线等水属性，结果表明土壤中碎石的存在会影响土壤的水属性，碎石的风化程度、颗粒形状和试样密度与其水属性有密切关系。土壤导热率是在标准条件下通过土壤传导热量的量度[17]，它是下垫面的重要热力参数，也是陆面模式的重要输入量。很多学者也进行了大量的实验测定，结果表明土壤导热率与土质、含水量、孔隙率有关[18-22]。陆面模式模拟方面，许多研究指出陆面模式在寒区的参数化存在很多问题[23]，模拟存在偏差的一个原因是没有考虑砂砾石的存在[4]，有学者提出在以后的研究中应对砾石的水热属性做更全面深入的考虑[3]，对含砂砾石土壤的水、热属性开展大量的实验室和野外实地测定工作[24]。总之，近年来我国的陆面过程研究水平不断提高，但是在高原地区的模拟仍存在着一些问题；因此，笔者对疏勒河源区的翻耕补播地、围栏封育地和围栏外草地这3种砂砾石含量不同的草地为研究对象，对其饱和导水率、冻融状态下的导热率进行测定。分析饱和导水率、导热率与不同样地、土层深度、及土壤物理性质的关系，以更好地了解该地区土壤水热性能的变化机制，同时对于确立青藏高原水、热参数化方案，提高模式模拟精度，进而合理模拟青藏高原地气交换过程及高寒草地生态系统对气候变化的响应有重要意义。

1 研究区概况

疏勒河流域位于青藏高原东北缘祁连山西段，是我国河西走廊3大内陆河流域之一， 冰雪融水是主要水源补给[25]。研究区位于疏勒河上游青海省苏里乡(E 98°19′，N 38°25′，海拔3 885 m)，该区属大陆性干旱荒漠气候，气候干冷、多风，年均降水量349.2 mm[26]。 植物种类主要有嵩草(Atremisavulgaris)、铁棒锤(Aconitumpendulum)、高山嵩草(Kobresiapygmaea)、紫菀(Astertataricus)、火绒草(Leontopodiumalpinum)、苔草(Carextristachya)、金露梅(Potentillafruticosa)和西伯利亚蓼(Polygonumsibiricum) 8种，土壤类型主要有高山草甸草原土、高山寒漠土、栗钙土和山地灰钙土等[27]。采样点位置及3种样地航拍情况如图1所示。

TR refers to the tilling and reseeding. FE refers to the fence enclosure. OG refers to the grass outside the fence. The same below. 图1 研究区概况及采样点Fig.1 Sketch map of study area and the sampling sites

2 材料与方法

2.1 样地选取与土壤采样

根据土壤砂砾石含量的不同，选取疏勒河上游翻耕补播地，围栏封育地和围栏外草地3种类型为研究对象，每种类型再选取3块样地作为重复，共计9块样地，在每块样地挖1个1.6 m深的土壤剖面，每个剖面分4层，分别为(0～20，20～40，60～100,100～160 cm)，每个土层取适量土样带回实验室，自然风干后过2 mm筛孔。因研究区域有大量>2 mm砂砾石存在，所以，本研究只将土壤颗粒分为2级：>2 mm砂砾石组分和<2 mm非砂砾石组分。每个剖面不同土层的容重、孔隙度、机械组成测定均设为3个重复的平均值。

2.2 饱和导水率测定

利用常水头渗透仪和变水头渗透仪在实验室内对土样的饱和导水率进行了测定。对于砂砾石含量大于40%的土样利用常水头渗透仪进行测定，其余土样均用变水头渗透仪进行测定。常水头渗透仪为基姆式渗透仪，该仪器内径约为100 mm，筒高约400 mm，装样高度约为28 cm左右。变水头渗透仪为TST-55型土壤渗透仪，仪器内径60 mm，高度40 mm。实验方法严格按照《土工试验方法标准》对样品进行测定。利用常水头渗透仪的实验步骤为：1)取具有代表性的风干土样3～4 kg装入圆筒内并敲击筒外部，使土样具有均匀的孔隙度，直到试样高出测压管3～4 cm，称剩余土样的质量用来计算试样质量。从渗水孔向圆筒充水至试样顶面，直到溢水孔有水溢出，静置至试样完全饱和。2)将调节阀分别放置在试样上部1/3高度处、试样中部、试样下部1/3高度处，期间使溢水孔始终有水溢出并保持圆筒内水位不变。3)当测压管水位稳定后，重复记录各测压管之间的水位差，时间段和渗出水量。利用公式计算：

k=QL/AHt。

式中：k为渗透系数，cm/s，Q为时间t内的渗出水量，cm3；L为两测压管中心间的距离，cm；A为试样的断面积，cm2；H为平均水位差，cm；t为时间，s。利用变水头渗透仪的实验步骤为：1)将饱和试样装入渗透仪里的环刀，旋紧螺母。2)向变水头管注水，使水升1.6 m高度后停止供水，开进水管夹，当出水口有水溢出时记录水头变化和时间间隔，重复记录6次。3)利用公式计算：

式中：a为变水头管断面积，cm2；L为试样高度，cm；t2、t1：记录水头的起始和终止时间，s；H1、H2为起始和终止水头。本实验中饱和含水量测定方法为烘干称重法，即在实验室内将装有土样的环刀浸入水中直到饱和，然后烘干测定重量，计算饱和含水量。

2.3 导热率测定

本实验利用KD2 Pro高端热特性分析仪(KD2 Pro，DECAGON，美国)进行研究区土样的导热率分析。KD2 Pro操作环境：-20～60 ℃，准确性：5%，量程：0.02～2 (W·m-1·℃-1)。实验步骤为：1)将实验土样放置于烘箱中烘至恒重后称量。2)常温状态下的实验：将实验土样置于20 ℃环境中稳定24 h以上后，向土样中依次注水，用KD2测定土壤样品在未冻结时不同含水率下的导热率。3)冻结状态下的实验：向土样中依次注入不同量水后，将KD2 Pro双探针插入土壤样品，将其置于-15 ℃的冰箱中12 h以上，待其冻结后，测定土壤样品在冻结时不同含水率下的导热率。4)将土壤样品置于样桶中，加水使其淹没土样，待24 h后，土壤样品全部饱和，称重计算其孔隙度，再根据2)、3)步骤，分别测定土样常温状态和冻结状态下的导热率。

2.4 数据处理

利用origin软件分析了饱和导水、导热率与砂砾石含量的关系，在SPSS中利用单因素方差对不同类型样地不同深度土壤的饱和导水率以及冻结状态和未冻结状态下的导热率进行显著性检验，并应用LSD对其结果进行差异性对比，显著性水平P=0.05。最后在SPSS中利用相关分析法分析了饱和导水率和导热率的影响因素。

3 结果

3.1 土壤基本物理性质

土壤物理性质见表1,可见：1)翻耕补播地和围栏封育地随着深度的增加，容重明显增加，孔隙度逐渐减小，而围栏外草地容重和孔隙度随深度变化不明显。翻耕补播地和围栏封育地的60～160 cm土层的容重大于0～40 cm土层,孔隙度则反之。2)翻耕补播地和围栏封育地100～160 cm土层的砂砾石含量分别达到73%和62%，0～10 cm土层砂砾石含量仅为6%和1%，随着深度增加，翻耕补播地和围栏封育地的砂砾石含量明显增加。而围栏外草地的砂砾石含量在土壤剖面的每个土层含量都很少。

表1 3种草地类型不同土层土壤物理性质Tab.1 Soil physical properties of different soil layers in three types of grassland

注：括号中数字为每种样地不同土层物理性质的标准误差, 下同。Notes: The number in parentheses is the standard error of the physical properties of different soil layers in each plot. The same below.

3.2 饱和导水率变化规律

3.2.1 饱和导水率与砂砾石关系 不同样地饱和导水率与砂砾石关系如图2所示。当砂砾石含量大于60%时，饱和导水率急剧变大，当砂砾石含量达到80%时，饱和导水率达到1.5 cm/s。翻耕补播地的饱和导水率随着砂砾石含量的变多逐渐变大，围栏封育地和围栏外草地的饱和导水率基本在0.000 1～0.1 的范围内。

图2 砂砾石含量与饱和导水率关系图Fig.2 Relationship between saturated hydraulic conductivity and the gravel content

3.2.2 饱和导水率垂直变化规律 图3反映了3种样地饱和导水率随土层深度的变化情况。从图中可以看出，除过翻耕补播地的20～40 cm，围栏封育地的0～20 cm以外，翻耕补播和围栏封育地的其他土层饱和导水率都随着土层的深度逐渐增大。而围栏外草地的饱和导水率随着深度的变化不明显。3种样地土壤表层和100～160 cm土层的饱和导水率差异显著(P<0.05)。

不同小写字母表示处理之间在0.05水平存显著性差异, 下同。The different normal letters in the same column indicate significance among treatments at 0.05 level. The same below. 图3 3种样地饱和导水率比较及随深度的变化差异分析Fig.3 Comparing of saturated hydraulic conductivity at 3 different sites and its variations soil depths

3.3 导热率变化规律

3.3.1 导热率与土壤湿度、砂砾石含量、冻融状态关系 对于所有土层，在土壤干燥情况下，即土壤湿度(此处土壤湿度为土壤体积含水量和孔隙度的比值)为零时，导热率在2种状态下基本相同。向土样中逐渐注入水分，冻结状态下的土壤导热率低于未冻结情况下的导热率。随着土样湿度的增加，在10%～20%时，冻结状态下的土壤导热率逐渐高于土壤未冻结状态下的导热率，即当湿度低于某一阈值时，含水土壤冻结状态下的导热率低于未冻结状态下的导热率。另外，当土壤样品湿度大致相同时，含砂砾石比重越大的土样在冻结状态和未冻结状态下的导热率高于含砂砾石比重小的土样。翻耕补播地100～160 cm土样冻结状态下导热率达到2.91，未冻结状态下导热率达到1.71。

3.3.2 导热率垂直变化规律 3种不同砂砾石含量样地垂直剖面导热率变化规律如图4所示，反映了3种样地土样饱和时，即土壤湿度为1时，在未冻结状态和冻结状态下导热率随土层深度的变化情况。可见，在未冻结情况下，除过翻耕补播地的20～40 cm，围栏封育地的0～20 cm、100～160 cm以外,3种样地的导热率都随着土层的深度逐渐增大。在冻结情况下，除过翻耕补播地的20～40 cm、100～160 cm，围栏外草地的100～160 cm以外，3种样地的导热率都随着土层的深度逐渐增大。而围栏外草地饱和时冻结状态下导热率随着深度的变化不明显。翻耕补播地的表层和100～160 cm的导热率差异显著(P<0.05)。

图4 3种样地土样导热率与土壤湿度关系(图中圆圈越大代表土样砂砾石含量比重越大)Fig.4 Relationships between thermal conductivity and soil moisture at 3 different sites and soil depths (The larger circle represents a higher proportion of gravel content of soil samples)

图5 3种样地土样饱和状态下导热率比较及随深度的变化差异分析((a) 未冻结状态 (b) 冻结状态)Fig.5 Comparing of soil thermal conductivity in the saturated state at 3 different sites and its variation with soil depths((a) unfrozen. (b) frozen)

3.4 饱和导水率和导热率的影响因素

土壤的饱和导水率、土壤饱和时未冻结状态和冻结状态下的导热率均与土壤密度，>2 mm的砂砾石含量呈正相关，与孔隙度、<2 mm的非砂砾石含量呈负相关(表2)。土壤饱和时未冻结和冻结状态下的导热率与其他因子的相关性均达到极显著水平(P<0.01) ，土壤饱和时未冻结状态下的导热率和>2 mm砂砾石含量相关系数达到0.85，土壤饱和时冻结状态下的导热率和>2 mm砂砾石含量相关系数达到0.90(表2)。

4 讨论

本研究利用常水头渗透仪和变水头渗透仪得到了疏勒河上游翻耕补播地，围栏封育地和围栏外草地这3种砂砾石含量不同的样地土壤垂直剖面的饱和导水率，在3种样地的100～160 cm,翻耕补播地的饱和导水率最高，其次为围栏封育地，围栏外草地最低。这表明在翻耕补播地的深层，入渗性能最强，这与其含有大量砂砾石有关，砂砾石含量>60%以上。潘永杰等[3]指出砾石对土壤孔隙的影响可能主要在于减小了孔隙度、增加了土壤孔隙的弯曲度、增加了土壤大孔隙的比例。目前，饱和导水率的测定方法，包括实验室测定法和野外原地观测法，实验室测定法有定水头渗透仪法和变水头渗透仪法。不同土壤导水率测定方法由于其测定原理和过程的不同，加之土壤较高的空间变异性，其测量结果往往有所差异[28]。由于土样带回实验室后，已破坏了土壤原有的物理结构，对测量结果造成一定影响。今后可以利用更先进的方法和更成熟的方案对含有大量砂砾石的土壤进行其饱和导水率的测定。

表2 饱和导水率、导热率与土壤物理性质相关性Tab.2 Correlation coefficients among soil saturated hydraulic conductivity, thermal conductivity and physical properties

注：**表示P<0.01显著相关，*表示P<0.05显著相关。Notes: **： Significant correlation atP<0.01. *： Significant correlation atP<0.05.

笔者利用KD2 Pro导热仪测定疏勒河上游围栏外草地，围栏封育和翻耕补播草甸3种类型样地不同土层、不同湿度，不同冻融状态下的导热率。在土壤干燥情况下，即湿度为零时，导热率在未冻结和冻结2种状态下基本相同。向土样中逐渐注入水分，冻结状态下的土壤导热率低于未冻结情况下的导热率。随着土样含水量的增加，湿度达到10%～20%时，冻结状态下的土壤导热率逐渐高于土壤未冻结状态下的导热率，即当湿度低于某一阈值时，含水土壤冻结状态下的导热率低于未冻结状态下的导热率。这可能是由于土壤中未冻水的存在产生了一定影响，FAROUKI O T[29]通过研究指出，冻土中的未冻水在促进热量传输中起到重要的作用。李韧等[30]研究发现研究区冬季导热率较小的情况，指出表层细粒土壤及较小的未冻水含量是研究区域冻结状态下导热率偏小的一个重要原因，另外，INABA H[31]指出，冻土中的冻胀现象及冰透镜体的出现破坏了土壤的结构，使土壤颗粒间的接触状态发生变化，并指出未冻水含量与晶粒尺寸，初始含水量有密切关系，这是导致冻土有效导热率在较小含水量时减小的另一个可能原因。未冻结状态下，水的导热率约是空气的20倍，增加土壤湿度，即土壤空隙中水分增加，从而增加了土壤矿物骨架之间的联系，使土壤导热率快速增加，继续增加水分,当含水量在最大含水量至液限含水量之间时，水化膜厚度增大,颗粒间形成面接触,热导率增大速度变缓；颗粒间接触充分后,继续增加水分会引起孔隙内水分增加,颗粒间有效接触面增加不明显，此时，土壤导热率变化平缓，逐渐接近某一固定值[32-33]。冻结状态下，起初土中水处于过冷状态，水分子不活跃，与未冻结状态相比，水分增加矿物颗粒之间的作用不明显，因此导热率变化速率较慢，随着土中冰晶的出现和增多，冰的导热率约为水的4倍，此时导热系数迅速增大，随着土壤含冰量增大，冰在土壤导热中起主导作用，冰晶使导热系数迅速增大的作用减弱，导热率变化变缓[33]。另外，当土壤样品湿度大致相同时，含砂砾石比重越大的土样在冻结状态和未冻结状态下的导热率高于含砂砾石比重小的土样。翻耕补播地每个土层的导热率都基本大于围栏封育和围栏外草地的相同土层，这是由于翻耕补播地每个土层的砂砾石含量都高于其他2个样地的相同土层。

本研究中土样的饱和导水率和导热率是在实验室内进行测定，和野外测量比较相对方便，对于砂砾石的分析更准确，尤其土样冻结状态下的导热率在野外不容易测定。本研究中砂砾石含量越大饱和导水率越大这一结果与张湘潭等[34]的研究结果一致。李韧等[30]观测发现研究区4个站点土壤的导热率在冬季更小，而通常情况下是冻土的导热率更大，这与本实验导热率测定相一致。因此，本实验测定结果不仅可以指导野外观测，对于潘永杰等[3]、罗斯琼等[4]等提出的陆面模式中没有考虑砂砾石影响这一问题提供了更多的参数参考。

5 结论

疏勒河上游地区不同类型样地的不同土层砂砾石含量有较大差异；土壤饱和导水率，导热率随土层深度不同而有较大差异，疏勒河上游高寒草地土壤饱和导水率和导热率有着较高的空间异质性；砂砾石含量对土壤饱和导水率，导热率有着显著影响，在将来的模式模拟研究中必须考虑砂砾石对土壤水热属性的影响，进而提高土壤水热状况模拟的精度。