季节性冻融对黑土坡面表层水分垂直迁移影响研究

姜艳艳，刘红希，王迪晨，张大伟，王岩松

(1.松辽水利委员会 松辽流域水土保持监测中心站，长春 130021；2.沈阳农业大学 水利学院，沈阳 110866)

中国东北典型黑土区主要分布于黑龙江中部[1]，属于季节性冻土区，冻融循环现象频繁。季节性冻土系统内的水分迁移作为自然界水循环的一个重要环节，在生态环境、工农业生产、环境工程中占有极其重要的地位[2]。冻结过程中或冻结后，未冻水会在多种外力作用下向低温冻结面产生迁移。土体内部由于温度场的改变产生不透水层，导致土体中相态平衡的破坏[3]，从而产生各种驱动力伴生着水分过冷现象。这从本质上改变了土壤水分运移规律，地下水不仅在基质吸力作用下上升，同时在温度梯度影响下也会向上迁移。土壤水分迁移的决定性影响因素即气温的变化。冬季地表温度急剧降低形成低温界面，水汽不断聚集凝结。除土壤内部结构影响外，研究表明[4-5]任何轻微的地形变化都可能会影响土壤含水率的空间分布，在土壤水分属性上可以捕捉到土地属性，两者密不可分。坡面尺度是认识地表过程空间变化的基础[6]。同时冻土水分运移过程受到太阳辐射、纬度地带性、土壤含水率、土壤质地和地形等环境条件的共同作用，且空间尺度不同，影响因子存在差异。其中，影响土壤水分空间分布的地形因子主要为坡度、坡向、坡位及相对高程。对于同一坡面而言，上坡位因重力作用向下排水，而较少积蓄水分，下坡位经来水再分配含水率较高；不同坡向也因受到太阳辐射不同，导致温度变化速率及水分蒸发散失量存在差异。

20世纪60年代初期，国际土壤学会首次提出土壤水分势能的划分及其定义，将能量的概念引入冻土中水分迁移现象，提出常温下土体中水分的迁移主要是由基质势和重力势引起的。试验证明，土壤由于受到冻结作用其含水率的垂线剖面分布发生改变，且表层含水率增加显著[7-8]。通过东北黑土区小区试验研究和对粉质黏土进行的单侧冻结试验表明，正冻土体冻结缘的水势梯度导致非冻结土中的水分向冻结土体迁移，使融解后的土壤水分含量显著提高，其趋势为由土水势高的下部向土水势低的上部迁移[9-10]。野外条件下，坡位和坡向对寒季表土水分迁移都具有显著影响。根据郑博艺等[11]野外研究成果，寒季表土含水率与土层深度呈显著相关关系，但尚未明确冻融期水分迁移垂直运移过程。本研究以典型东北黑土为例，在一个年冻融周期内，通过野外实测典型黑土不同纵深、坡位和坡向水分分布及动态变化情况，深入研究坡面尺度季节性冻土水分垂直运移规律，了解季节性冻融区表层土壤水分迁移过程，本研究对理解区域水文循环过程、保护典型东北黑土地具有重要的理论意义和实践价值。

1 研究区域与研究方法

1.1 研究区域

见图1。

图1 研究区取样点位置图

海伦市地处典型黑土区中部(N46°54′32″，E126°15′53″)，属寒温带大陆季风气候区，冬季严寒而漫长，夏季炎热短暂，年内温差变化较大。试验地点选自海伦市光荣小流域黑土生态恢复试验区，观测坡面为坡耕地，主要作物为玉米，未进行翻耕。根据全国第二次土壤普查、南京土壤研究所2002年的分类标准及现场采样，确定观测点小流域的土壤为典型黑土，机械组成粒级较黏重，颗粒均匀一致，质地为黏壤质到黏土类，土壤以黏粉粒为主，自然剖面有效土层可达200～300 cm，原生黑土层深处可达60 cm。土层相对较厚，持水能力强，黑土发育在黏重的黄土状亚黏土上，底土透水性差，易形成上部滞水层，地下水埋深20～30 m。地处于漫岗丘陵向海伦河漫滩地过渡地区，地形起伏，坡陡且长，水土流失严重，属于典型东北黑土侵蚀区。冬春季最高气温16.4℃，最低气温-33℃。年降水量500～600 mm，主要集中在7-9月份。有效积温2 450℃，年均日照时数为2 600～2 800 h。表层土壤一般在11月中旬开始冻结，3月中旬开始解冻，土壤最大冻结深度3.5 m。见表1和图2。

表1 海伦市光荣小流域土壤机械组成

图2 研究期内平均气温及平均地温

1.2 研究方法

分别在试验区内选取各坡面的上部、中部和下部0～30 cm土壤剖面作为采样剖面，各设6个取样点，在10月份至次年3月份期间，每月取样一次。每个取样点按5 cm分层取样(3次重复)，取回土样用烘干法测土壤含水率，利用野外实测数据，每个深度做3组重复并取全部样点数据均值，对比不同深度土层，分析整个冻融期内表土纵向含水率变化情况。土壤质量含水率计算公式：

(1)

式中：M1为铝盒质量；M2为烘干前铝盒湿土总质量；M3为烘干后铝盒干土总质量。

2 结果与分析

2.1 冻融期表土水分动态变化

由图3可知，土壤含水率在垂直方向10 cm处出现明显分层现象。这是由于季节性冻融期，11-1月份气温逐渐降低土壤开始冻结，形成水分不规则运动。此时土壤中水分相变主要取决于土壤温度、未冻水含量、气温等因素，其中土壤温度与气温密切相关，整个冻结期表层土壤水分的垂直运动土壤温度场的动态分布是主要影响因素。随着地温降低，负温不断累积，上部土壤中未冻水含量和土水势降低，土壤中含冰量及冻层密实度逐渐增加形成冻结锋面。下部土壤由于土水势高于上部，水分逐渐向上迁移，使得表层含水率相对较高。0～30 cm深度范围内，冻结锋面形成抽吸力，温度继续降低冻结锋面向下移动。未冻区水分不断向冻结锋面迁移，使冻结区含水率增大。更深处未冻土的水分在温度梯度和水分差影响下向上迁移，但迁移速度较慢未能向上补给多发生原位冻结，造成邻近冻结区的未冻土中含水率减小，与郭占荣等[12]在西北地区试验场研究结果一致。

图3 冻融期表土含水率随深度变化对比图

2月下旬气温开始回升，进入融化阶段后，随着春季太阳辐射增强，土壤得热大于失热。受太阳净辐射影响，0～10 cm土层融化速率远大于水分蒸发。由于冻结锋面的存在，水分无法下渗，使表层含水率迅速增大。10～20 cm土壤含水率无明显波动，深度25～30 cm时含水率有微增趋势，这是由于深层土壤也在受着底层地热的交互作用，土层开始双向融化，导致2-3月份25～30 cm土壤含水率增长。

2.2 不同坡位表土水分迁移特征

受坡面侵蚀作用影响，研究区不同坡位土壤结构、成分存在差异。土质变化较大且相对较差，持水能力较低；下坡位表层土壤接收上坡来水较多，并受上坡表层土壤顺水流逐渐堆积影响，导致黏粉粒土壤比例偏大[13]。见图4、图5。

图4 不同坡位土壤质量含水率随深度变化对比图

图5 不同坡位土壤质量含水率随月份变化对比图

在11-1月份冻结期，上、中、下坡位0～5 cm含水率均有增加，其中下坡位增加较为明显；进入2-3月份融化期，不同坡位0～5 cm土层土壤含水率均有明显的增加，上坡位、中坡位和下坡位分别为52.1%、46.4%和47.5%。相比冻结初期(11月份)增加了18.65%、15.32%和18.42%。因此，不同坡位表层土壤在冻结后0～5 cm土壤含水率均为增加趋势，但各坡位含水率增加量不同。其中，下坡位在0～5 cm土层土壤含水率有明显的增加，而中坡位在0～10 cm土层和10～20 cm土层均有明显的增加，与曹伟等[14]在青藏高原坡面冻土变异特性试验研究中取得结果一致[15-16]。其原因主要为，下坡位0～5 cm土层土壤黏粒较多，对薄膜水的吸附能力和毛管作用较强，因此土壤在冻结过程中向0～5 cm土层土壤水分迁移量较大；5～30 cm土层土壤孔隙较大，毛管作用较小，土壤在冻结初期30 cm土层以下土壤水分向该层迁移量较小，因此5～30 cm土层土壤含水率有所减少。而中坡位土壤相对贫瘠，土壤颗粒较细，透水性差，干密度大于上层黑土，而在土壤含水率相差不大的情况下，干密度越大，单位体积土体含水质量越大，冻结时释放热量越多，进而延缓冻结锋面向上推进的进程[17]。因此，下层土壤水分易在20～30 cm土层发生聚集。不同坡位表土在冻结后均在0～5 cm土层形成冻结锋面，由此可证土壤冻结后水分不断向0～5 cm土层迁移。见表2。

表2 不同坡位冻融周期内各层土壤质量含水率

2.3 不同坡向表土水分迁移特征

见图6。

图6 不同坡向各层土壤质量含水率对比

坡位一致但由于坡向不同导致地温、初始含水率、蒸发散失量等都存在差异。11月份至翌年3月份期间不同坡向0～30 cm土壤含水率随深度变化明显。11月份在0～30 cm土层土壤冻结前，阴坡在0～30 cm土层内各个土层土壤含水率均高于阳坡。这与孔凌霄等[18]在晋西黄土区域进行的土壤水分动态特征研究及Jacques[19]在田间尺度上对土壤含水率的研究取得结果一致。进入冻结期12月份，阴坡和阳坡表层土壤已经完全冻结，冻结后各坡向0～5 cm土层土壤含水率均有较大幅度的增加，土壤含水率分别达到40.07%和38.21%。并且在0～30 cm土层深度内，阳坡土壤水分向0～5 cm土层迁移量大于阴坡。这是由于水分相变具有延缓冻结锋面推进的作用，阴坡和阳坡表层土壤温度变化及冻结速率不同导致冻结过程历时不等。若冻结速率足够大，迁移水分则可完全冻结。由于阴坡地表温度较低，土壤冻结速率高于阳坡，缩短了冻结时间。表层土壤冻结时间小于阳坡，因此阴坡土壤水分持续迁移的时间小于阳坡，导致水分迁移量小于阳坡。

1月份为稳定冻结期，阴坡各深度层含水率仍大于阳坡，但从趋势来看，阴坡在0～5 cm土层土壤含水率有所减少，5～30 cm土层土壤含水率均有不同程度的增加。而阳坡在0～10 cm土层土壤含水率有所减少，10～30 cm土层土壤含水率有所增加。阴坡和阳坡表层土壤含水率分别减少2.90%和4.23%，说明阳坡表层土壤受到地表蒸发的影响要大于阴坡，并且由于1月份当地气温达到最低，0～30 cm土层未冻水含量减少，阴坡和阳坡0～30 cm土层土壤水分向表层迁移量相比12月份减少，而30 cm土层以下土壤水分向0～30 cm土层迁移量较多，因此阴坡和阳坡在10～30 cm土层土壤含水率都有显著的增加。

2月份由于气温小幅回升，阴坡耕地在0～30 cm土层土壤水分迁移量开始增加，0～5 cm土层土壤含水率相比1月份有轻微幅度增加，土壤含水率达到40.66%。阳坡耕地表层土壤由于受到持续的蒸发作用，0～5 cm土层土壤含水率为35.95%，相比1月份减少4.5%。0～30 cm土层含水率小幅降低，阴坡、阳坡分别下降1.56%和2.07%。说明冻结稳定期后，下部向表层的水分迁移极其微小，而由于自然光照和风力影响，表层土壤水分蒸发散失，因此0～30 cm整体表层土壤水分含量有所降低。

随着气温不断升高，3月份进入季节性冻土融化期，阴坡各层含水率依然大于阳坡。土体经历昼融夜冻，而缩短冻结时间使冻结锋面不断向上迁移，表土层水分散失后由于冻结面的存在无法下渗导致表土层水分含量急剧增加，0～10 cm土层阴坡、阳坡各增加4.77%和7.14%。分析其原因为：地温越高，土体内温度梯度越大，冻结锋面向上移动越迅速。阳坡地表温度和辐射强度均高于阴坡[20]，其融化速度较快，远大于蒸发作用，导致阳坡含水率变化大于阴坡。因此从某种意义来说，坡向对冻融作用的影响体现在改变土壤温度变化速率来改变水分的迁移[21]。见表3。

表3 不同坡向冻融周期内各层土壤质量含水率

3 结 论

1)整个冻融期水分向表层土壤明显迁移，主要表现为0～5 cm土层含水率逐渐增加，5～30 cm土层受到下层土壤水分的不断迁移补给，土壤含水率随深度的增加有升高的趋势。11-12月份和2-3月份期间，下部土壤水分向0～5 cm土层迁移较为明显，而在12-1月份，30 cm土层以下土壤水分向0～30 cm土层迁移较为明显。明确坡面冻土在冻融循环过程中水分的动态变化，为冻融侵蚀的研究提供理论基础。

2)冻融过程导致土壤水分向表层聚集，但不同坡位寒季表土水分垂直迁移的差异主要由于土壤结构受侵蚀程度、外界扰动不同，以及大气降水或更高位坡位潜流的侧向补给。下坡位土壤在各土层之间水分迁移量较为均匀，一方面由于地势较平坦，有效地减少土壤水分的侧向运动，同时能接收上坡位的土壤水分，以及冻土层融化后的渗透，水分充足且相对稳定。中坡位在土壤水分向表层迁移的过程中，易在20～30 cm土层内形成土壤水分聚集的现象。

3)不同坡向在冻融过程中，阴坡各层土壤含水率始终大于阳坡。表土水分垂直迁移的差异主要体现在温度及太阳辐射变化的影响，11至1月份期间，0～30 cm土层土壤由未冻结状态转变为冻结状态，在此期间阴坡和阳坡表层土壤水分向0～5 cm土层均有明显的迁移，但阳坡土壤水分迁移量大于阴坡。随后，在2-3月份期间，随着地温上升，表层土体迅速融化，冻结锋面向上移动，表层土壤含水率急剧增加，且阳坡由于温度变化速率较大，导致其含水率变化大于阴坡。