冻融期不同时间灌水对土壤水热影响的试验研究

2022-02-13潘大全陈军锋杜文杰崔莉红

节水灌溉 2022年1期

潘大全，陈军锋，薛静，杜文杰，崔莉红，杜琦

（1.太原理工大学水利科学与工程学院，太原030024；2.山西省水文水资源勘测总站太谷均衡实验站，太谷030800）

0 引言

我国季节性冻土和多年冻土分布面积约占陆地总面积的70%，且大部分属于干旱、半干旱的水资源严重短缺区。在季节性冻土分布区，农业用水占总用水量的85%以上，各大中型灌区出于储水保墒的目的，常常实施冬春灌水[1]。冬季灌水可显著改善土壤水热状况[2]，减少病虫害，提升作物产量[3,4]，提高灌溉水资源的利用率，对于缓解“春旱”和促进农作物生长发育具有积极的影响[5]。

为确定灌区适宜的灌溉模式，国内外学者已对不同灌水量、不同地表覆盖条件以及2者共同作用下的土壤水热变化情况进行了大量研究。季节性冻融期灌溉水量对土壤的冻融过程有明显的增温效应，最大冻结深度随着灌水量的增加而减小[5,6]。冻融期地表覆膜、覆秸秆和覆砂，可平抑含水率和温度变化，减少土壤的蒸发[7-12]。入冬后较早灌水的地块耕作层土壤温度在整个冻融期处于较低值[13,14]，灌水可以平抑土壤温度变幅，降低最低温度[15]，延缓土壤冻结时间[16]。为了解决盐渍化土壤影响作物生产的问题，内蒙古河套地区确定了合理的秋浇定额和秋浇时间[17-19]。总之，国内外从农业生产实际出发进行了冬灌土壤水热状况的研究，但尚未明确冬季什么时间灌水更有积极的水热效应。

本文根据冻融期未灌水裸地和7个不同时间灌水地块土壤温度和含水率的监测资料，采用统计分析的方法对冻融期不同时间灌水地块的土壤水热变化特征进行了分析。研究成果对于季节性冻融期土壤储水保墒和合理确定冬春灌溉时间具有一定的理论指导意义。

1 试验条件

1.1 试验地概况

试验于2004年11月至2005年3月在山西省晋中盆地的山西省水文水资源勘测总站太谷均衡实验站进行，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%。试验区属大陆性干旱半干旱气候，多年（1954-2020年）平均气温9.95 ℃；年降水量415 mm，主要集中在6-9月份；水面蒸发能力1 642 mm，历史最大冻土深度为92 cm，多年平均相对湿度74.0%，多年平均风速0.9 m/s，全年平均无霜期200 d。试验期日平均气温和降水情况见图1。

图1 试验期日平均气温和降水情况

1.2 试验监测项目

试验田土壤类型为沙壤土，试验区土壤物理特性见表1。监测项目：气象数据（气温、降水、风速、太阳辐射等）通过自动气象站监测；土壤温度通过预埋热敏电阻探头监测；土壤含水率通过烘干称重法测定，土壤温度和含水率的检测深度均为0、5、15、20、40、60 cm。

表1 土壤质地主要参数

冻融期试验共设置了8 种地块，大小均为3 m×3 m，其中L0代表未灌水地块，L1和L2为不稳定冻结阶段灌水地块，L3和L4为稳定冻结阶段灌水地块，L5、L6和L7为消融解冻阶段灌水地块。冻融期仅灌水1 次，灌水量均为225 m3/hm2，灌水时间为8:00，灌溉水源为试验区地下水，水温6～8 ℃。冻融期试验地块灌水时间设置见表2。

表2 冻融期不同时间灌水试验地块设置情况

2 冻融期土壤温度和含水率的统计分析

2.1 土壤剖面温度

使用统计学中的极差（R）和变差系数（Cv）分析冻融期各地块不同深度土壤温度和含水率的变化。

式中：ymax为冻融期同一深度的最大值；ymin为冻融期同一深度的最小值；R反映了数据变化幅度的大小。

式中：σ为均方差；n为系列数据的数量；yi为系列数据；为系列数据的均值；Cv反映了总体系列数据离散程度的大小，不能表示出现负值的变化特征，所以出现负值时均忽略[20]。

冻融期不同时间灌水地块土壤温度的变差系数和极差结果见图2。可见，不同地块的Cv和R均随土壤深度的增加而减少，0～20 cm 土壤温度的Cv值均高于0.95，温度变化较为剧烈，处于温度活跃变化层；20～60 cm 的土壤处于温度渐变层[7]，反映了外界温度和大气条件对土壤温度的影响随着土壤深度的增加而减弱。入冬后灌水使表层土壤含水率增大，由于水的比热容较大[21]，延缓了土壤温度下降速度，具有平抑地温的作用[5]，所以灌水地块较未灌水地块0～20 cm 土壤温度的Cv值小。

图2 土壤温度的变差系数和极差统计分析结果

2.2 土壤剖面含水率

冻融期不同深度土壤含水率的Cv和R分析结果见图3。可见，所有试验地块的Cv值均大于0.07，反映了0～60 cm 的土层都属于水分活跃层[7]。随着土壤深度的增加，外界气象因素对土壤含水率的影响程度逐渐减弱。灌水后使得土壤水分增加，水分的迁移和重分布变化活跃。灌水地块0～20 cm 土壤含水率的Cv值较L0 地块高0.05～0.30，40～60 cm 土壤含水率的Cv值较L0 地块高0.02～0.10。然而，灌水后L1～L6 地块20～30 cm 土壤水分变化较L0地块的Cv值小0.01～0.13。

图3 土壤含水率的变差系数和极差统计分析结果

3 冻融期土壤剖面水热变化特征

3.1 不同时间灌水对土壤温度的影响

不稳定冻结阶段冻层较薄，11月30日灌水使“颗粒状”的冻层融化，水分向下下渗使下部土壤含水率增大，土壤水分在冻结作用下发生相变和重新分布，因为冰的出现使土壤导热系数增大[22]，所以在外界较低气温的影响下L1 土壤整体降温明显，土壤剖面温度低于其他试验地块，相对于未灌水地块下降2～4 ℃。冻融期不同时间灌水地块土壤剖面温度等值线见图4。

图4 冻融期不同时间灌水地块的土壤温度等值线（单位：℃）

稳定冻结阶段日平均气温为全年最低，此阶段灌水地块L3 和L4 较L0 地块0～20 cm 平均土壤温度高1～2 ℃。这是因为土壤中的比热容：液相4.2 J/(g·℃)＞气相1.0 J/(g·℃)＞固相0.8 J/(g·℃)[15]。由于水的比热容较大，在冻结的过程中会释放更高的凝结潜热，使得在冻结降温时可以延缓土壤温度下降速度，具有平抑地温的效果[21]，可为过冬作物提供良好的温度条件。与此同时，灌水后地表土壤的含冰量较高，负温能更有效地向土壤深处传递。因此，冻结阶段灌水地块（L1～L4）土壤负温在2月1日左右发展到43～60 cm，而L0 地块达到35 cm左右。

翌年2月之后，由于太阳辐射逐渐增强，气温回升，土壤吸收热量进入消融解冻阶段。此阶段灌水后土壤含水率升高，但因为水的热容量大，土壤温度升高需要吸收更多的热量，所以土壤升温缓慢。3月1日，L0 地表温度达6 ℃，而灌水地块（L5、L6 和L7）升温缓慢，延迟3～4 d 达到6 ℃。

3.2 土壤含水率分析

所有地块土壤剖面初始含水率相近，在初始时刻地表处土壤含水率较低，约9.0%。在20～40 cm 处出现聚墒区，约18.0%～19.0%。冻融期不同时间灌水地块土壤含水率变化见图5。

图5 冻融期不同时间灌水地块土壤含水率等值线（单位：%）

由于地表蒸发强烈，L0 地表处土壤含水率较低并形成2 cm 厚的“干土层”。冻层在“干土层”以下，1月21日冻层向下发展，冻结锋面达到57 cm 处，下部的未冻水在基质势梯度的作用下向上迁移至冻结锋面。1月21日至3月15日在15～40 cm 处的土层形成聚墒区。11月30日灌水时土壤处于不稳定冻结阶段，冻层厚度较薄且昼融夜冻，多为粒状与多孔状[23]。灌水使冻层部分融化，土壤下渗能力强，土壤剖面含水率增加显著。在外界负温的作用下，水分在2～30 cm 聚集，含水率最高达35.0%，L1较L0土壤2～10 cm平均含水率高69.0%。

12月14日至1月6日，气温持续降低，地表负积温不断增加，冻结锋面进一步向下发展，冻层达到25 cm。由于冻层的形成和发展，冻层的减渗作用增强，土壤入渗能力减弱[24]，水分滞留在冻层上部，同时下层的未冻水在基质势梯度的作用下向上迁移至冻结锋面[25]，25～40 cm 土壤含水率降低了1.1%～28.5%。而0～25 cm 形成聚墒区，含水率高达40.0%～45.0%，较L0地块0～25 cm平均含水率高44.5%。

2月13日至3月17日土壤处于消融解冻阶段，地表多为粒状冻层或非冻结干土层[23]。上部融化的水分受冻层的阻止，使“干土层”含水率增加，在地表处出现“返浆”现象[26]。L5 和L6 分别在2月16日和2月25日灌水，灌水前上层冻结锋面均在10 cm 左右[13]，地表处仍未完全解冻。灌水加速了土壤的消融解冻，但夜间随着气温的降低，地表再次冻结，形成0～12 cm 厚的冻层，并在0～40 cm 处形成聚墒区，含水率最高达40.0%和35.0%，较L0 地块0～40 cm 平均含水率高31.0%～34.0%。L7在3月15日灌水，此时地块已经完全解冻，灌水前该地块经历了冻结期，土壤水分发生迁移和重分布，在15～40 cm 处形成聚墒区。灌水后水分下渗，并在0～40 cm 处形成液态水分聚墒区，含水率最高达35.0%，较L0地块0～40 cm 平均含水率高19.0%。

土壤消融解冻结束时，稳定冻结阶段灌水地块0～20 cm 土壤平均含水率为24.0%～27.0%，较不稳定冻结阶段和消融解冻阶段灌水地块增加7%～14%。可见，稳定冻结阶段灌水对耕作层0～20 cm 土壤具有较好的蓄水保墒作用，可为春播作物提供需要的水分条件[27]。