季冻区积雪覆盖下非饱和土壤水分运移规律研究

2022-05-28李慕蓉卞建民聂思雨阮冬梅

节水灌溉 2022年5期

李慕蓉，卞建民，聂思雨，阮冬梅

（1.吉林大学地下水资源与环境教育部重点实验室，长春 130021；2.吉林大学新能源与环境学院，长春 130021；3.长春工程学院水利与环境工程学院，长春 130012）

0 引言

积雪存在于土壤温度和近地表空气温度长期保持在0 ℃以下的环境里，是土壤冻结-融化过程中最常见的上边界条件[1]。季冻区冬季气温低且有积雪覆盖，破坏土体内水分相态平衡，由此产生的土水势驱动着土壤水分运移规律发生变化[2]。春季尚未融化的冻土渗透性差，阻碍上层融雪水入渗，多次冻融循环加剧了冻土层水分再分配[3]。此外，积雪对土壤有良好的缓冲、隔热和保墒作用，影响土-气界面能量交换，随之产生的温度梯度及溶质梯度均会引起土壤水分运移。土壤粒径越细，毛管力越强，液态水受毛管力等作用，细颗粒介质会极大促进冻融过程中水分运移，使得土壤水分运移过程更为复杂[4-6]。

近年来，国内外学者关于冻土中水分运移研究较为详尽[7,8]，但在寒区冻融方面将积雪作为上边界条件对土壤冻融循环过程的影响考虑不足，已有研究主要集中在积雪特性参数、积雪条件等差异对土壤水分运移影响[9,10]。研究发现积雪厚度增加、密度增大会对土壤产生保护作用，土壤含水量、土壤解冻受气温的影响均出现滞后性，滞后时间随深度延长。随着冻融循环次数的增加，水分在50～60 cm 处剧烈变化，近冷端累积现象明显[11]。融化期，冰层双向融化，浅层土壤水分大量蒸发，深层水分下渗补给，裸地含水率剖面呈现“中间大、上下小”的形态，积雪覆盖下的土壤由于融雪水补给浅层含水率增大[12]。目前对于季冻区非饱和土壤水分运移研究，还存在定量程度不高的缺点。早期研究大多是以地表水或地下水为均衡单元使用水量均衡法估算融雪入渗量[13]，也有部分研究通过建立相关关系、模型等方法估算[14]。

为此，本研究在野外监测和室内土柱试验的基础上，主要开展了以下研究：积雪覆盖下不同深度土壤水分变化；不同积雪条件对非饱和土壤水分运移影响；不同积雪条件下融雪入渗量的规律。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

本文研究区位于吉林省长春市吉林大学朝阳校区（见图1），属温带大陆性季风气候，年平均降雪天数为43 d，主要集中于11月至次年3月，积雪厚度最高可达30 cm，每年3-4月份为融雪期。试验场位于黄土波状台地，属松辽波状平原的一部分，地层为黄土，属于黏性土范畴[15]。

图1 试验场位置示意简图Fig.1 Schematic diagram of test site

1.2 试验设计与观测

1.2.1 原位观测试验

土壤水分运移受土壤水势的驱动，土壤温度、盐分含量是影响土壤水势的重要因素，因此在试验过程中将同步观测土壤水热盐参数。野外原位观测试验针对自然气候条件下不同深度土壤水分运移设计，共设置5种深度：0、10、20、30、50 cm。野外监测时将传感器探头在土壤冻结前置于观测点土壤所设计的深度，不干扰该点任何自然外界条件，监测指标包括土壤温度、含水率、电导率，每半小时自动观测并记录各参数数值，观测时间为2019年1月1日至2019年2月27日，共计58 d。同时段气象数据（平均气温、降雪）由国家气象科学数据中心获取，土壤水热盐参数均根据测量结果计算日均值。

1.2.2 土柱观测试验

室内土柱观测试验针对不同积雪条件对非饱和土壤水分运移影响，设置4 种不同上边界条件，包括裸地、自然雪层、加厚雪层和压实雪层，具体试验流程见图2。

图2 室内土柱试验流程Fig.2 Flow chart of in-lab soil column tests

根据“等量、随机、多点混合”的原则采集土样并预处理，将土样含水率调配至原位土壤天然含水率。准备4 只高30 cm，直径为11 cm的PVC土柱，在距土柱上边界5、10、20和28 cm 的位置预留出安置传感器探头的位置，以作为试验监测点。为保证土柱中土壤颗粒空隙均匀且接近天然状态，将所采集的土样分层按原位土壤自然容重装入土柱中，测量各观测孔土壤含水率并记录，将土柱四周及底部使用隔热材料包裹以模拟自然环境中土壤冻融状态，见图3。

图3 土柱观测试验装置示意图Fig.3 Diagram of soil column observation test apparatuses

采集积雪，在土柱顶端分别覆盖0、5、10 cm 自然积雪和被压为5 cm厚的10 cm的积雪，分别模拟裸地、自然积雪、加厚积雪和压实积雪4 种不同的上边界条件。将土柱置于-10 ℃冻融循环试验箱内，试验开始计时，冷冻12 h，土柱顶部暴露在-10 ℃试验箱内模拟外界自然环境中土壤冻结状态。停止冷冻后，拿到室内通风处，使用土壤监测仪每隔2 h 观测不同层位土壤含水率、温度、可溶性盐的含量等指标，记录12 h；将土柱再次置于冻融装置内，按上述步骤反复冻融，共进行4次冻融循环。

1.3 融雪水入渗量估算方法

根据水量均衡原理，土壤降雪入渗量等于积雪融化前后土壤水分的变化量，即：

式中：W2为积雪融化后土壤中水分含量；W1为积雪融化前土壤中水分含量。

以相邻两观测点中点对土柱进行分区，认为每个观测点的体积含水率代表一个分区整体的含水率。因此土柱总水分含量就是4个分区体积含水量的和，即：

式中：Wi为融雪前（后）土壤的体积含水量，i=1，2；Vj为各分区的体积，j=1～4；θji为融雪前（后）第j分区土壤的体积含水率。

2 结果与讨论

2.1 积雪覆盖下不同深度土壤水分变化规律

利用收集的气象数据和监测的野外观测数据，可以得到试验场地土壤水分随气象数据的变化曲线以及典型时期土壤剖面情况，见图4和图5。

图4 试验场地土壤水分与气象指标的变化Fig.4 Changes in soil moisture and meteorological indicators at the test site

图5 典型时期土壤剖面情况Fig.5 Soil profile at typical periods

由图4可知，地面以下土壤温度在观测过程中小于0 ℃，基本处于冻结状态。对于地表土壤而言，观测区1月上、中旬气温整体呈现转暖的趋势，此时段不发生降雪或者降雪量很小，地表土壤含水率基本稳定；1月下旬气温升高，土壤水分融化向下入渗，含水率逐渐降低；直至2月中旬，发生一次较大降雪，土壤水分受到补给，含水率呈现大幅增长。但持续升温且缺乏连续降雪补给使地表土壤水分开始减少，可以看到气温在2月23日最高，地表含水率在2月21日达到峰值后开始降低，主要是由无降雪事件发生缺少补给来源和持续升温使积雪融化渗入深层土壤导致。10～50 cm 深度土壤含水率在该时段剧烈上升，也反映了此时段融雪水下渗运移。

10～50 cm 土壤水分变化趋势与土壤温度、气温比较一致。深层土壤含水率的变化具有滞后性，滞后时间会随着深度的增加而增长，由于各层土壤温度受气候响应也存在一定滞后，土壤温度高低直接影响着土壤中水分的“三态”变化，因此土壤水分变化受土壤温度和土壤水分下渗速度双重因素影响。当土壤不受或基本不受降雪影响时，各深度土壤含水率的变化幅度与土壤深度呈负相关。图5（a）和图5（b）绘制的分别是2018年8月和2019年1月土壤剖面水分分布，夏季土壤剖面水分含量约在40 cm 处达到峰值，由于浅层土壤水分受蒸发和重力的影响，土壤深度越浅含水率也低。而冬季，土壤水分向“冷端”运移，约在10 cm 处聚集，含水率由低到高分别为0、20、10、30和50 cm，与夏季水分分布不一致。冻结-融化-冻结期间，自然雪层覆盖下土壤水分受温度等因素影响，浅层土壤水部分融化，在重力的作用下向深部运移并聚集于融化锋面，同时该界面土壤水势高，深层土壤水分在土壤水势的驱动下受毛管力作用从深层低水势区向浅层高水势区逐步运移，因此土壤水分表现出向10 cm 处双向运移的现象。通常土壤盐分会随水分运移，但大量盐分的存在会一定程度削弱土体冻融过程中的水分运移，图5（c）为2019年1月土壤盐分剖面分布，同时比对图5（b）土壤水分剖面发现，2 者剖面形态一致，但随深度变化幅度不一致，如30 cm 处盐分含量是10 cm 的137%，水分含量仅是10 cm 的107%，比例相差较大。因此，积雪盖层下土壤水分变化受气象条件、深度、土壤温度、盐分等因素的综合影响。

2019年2月份开始，气温逐渐回温直至0 ℃以上，土壤水分由于受固态水融化和降水补给的影响，水分含量不断增加，分别计算各深度土壤含水率增量并绘于图5（d），浅层土壤距热源、补给源较近，含水率增幅大；土壤初始含水率高的位置，含水率增幅小，2 者呈负相关。2月末，土壤剖面水分分布发生变化，如图5（e）表示2019年2月25日土壤水分剖面分布，该时期深层土壤接受上层土壤水分和融雪水补给，土壤剖面水分分布发生变化，含水率由低到高甚至为：0、20、50、30、10 cm。但2月份总降雪量较小，仅3.5 mm，10 cm 深度的含水率高于深部的现象不太明显，如果降水量更大，浅层土壤含水率高的现象将体现更为显著。

除雪-土界面（0 cm）水热外，土壤由于受到太阳辐射和盐分致使“冰点降低”的影响，土壤中部分固态水转为液态，未冻水会携带土壤中可溶盐和热量从土壤高水势区向低水势区运移，运移过程中还伴随着热量交换和盐分释放，季冻区土壤水热、水盐之间的运移相互影响、相互促进，具有强耦合性。气象条件等因素的改变对土壤水分运移造成的影响会随着传播路径增加而被削弱，较深层土壤水分运移还受非饱和带中毛细水、地下水等综合作用。

2.2 不同积雪覆盖对非饱和土壤水分运移影响

基于室内土壤试验监测结果，分析不同积雪覆盖下土壤含水率、土壤温度随时间变化过程，见图6和图7。

图6显示土壤初步进入融化阶段时，由于土壤温度低土壤水分含量较小，受气温变化影响各土柱土壤水分含量随时间增加，裸地土柱水分增加量最小，其他土柱土壤含水率的增加则与土壤温度升高固态水融化和上覆雪层融化补给2方面有关。在模拟的几次融化过程中，上覆积雪作为补给源，雪量、雪密度越大使土壤水分含量越大，土柱整体含水率由低到高依次为：裸地、自然雪层、加厚雪层、压实雪层。图6、图7显示在各次融化时段，约在16∶00-18∶00 时，气温剧烈降低，土壤温度受气温影响也呈现相应变化，各深度土壤水分达到峰值后减小，这是受温度影响融雪入渗量减少且存在一定的水分冻结引起的。

图6 不同积雪覆盖下土壤含水率随时间变化Fig.6 Variation of soil water content with time under different snowpack

图7 不同积雪覆盖下土壤温度随时间变化Fig.7 Soil temperature variation with time under different snowpack

因土壤水势的驱动作用，土体未冻水会向融化锋面聚集，因此，土柱高含水率土壤的位置即为融化锋面的位置。观察图中融化锋面的位置发现，土壤融化锋面会随着冻融循环次数的增加不断向下推移，土壤含水率越大土壤融化锋面推移最快，例如模拟压实积雪的土柱，经历2次冻融循环，土壤融化锋面便从5 cm 推移最先到达20 cm，随着冻融次数的增加及融化的不断进行，融化锋面向25 cm 靠近。结合土壤温度变化，试验初期压实雪层、加厚雪层对土壤保温效果较好，雪层覆盖下土壤整体温度均比自然雪层覆盖下土壤温度高，土壤颗粒间固态水含量小，融化过程中液态水下渗受阻力小且水量丰富，同时下渗水分携带大量热量，促进固态水融化使融化锋面推移更快。此外，压实雪层雪密度是其余雪层密度的2 倍，雪层较小的孔隙度在土壤冻结时段减少了雪-气界面的能量交换，对土壤的保温作用使土壤温度更高。因此，自然雪层、加厚雪层、压实雪层覆盖下的土壤经历4次冻融循环后融化锋面大致为：5、15、25 cm。

此外，裸地情况下土壤的融化锋面约在5～10 cm 处，自然雪层土壤融化锋面约为5 cm 处。查阅文献分析发现，由于土柱上部积雪盖层阻碍土壤表面与室内空气的直接接触，积雪层具有一定的保温隔热作用，同时积雪还可以增加地表反照率，使得土柱内部受到的来自室温的热辐射较少，因此，自然雪层状态下土柱的融化锋面会相对较高[16]。

2.3 不同积雪覆盖条件融雪水入渗估算

室内试验观察到土柱上端积雪均在第2次融化阶段完全融化，为充分反映入渗补给后土壤水分含量，避免水分以融雪水的形式堆积在上部或者水分持续下渗积累到土柱底部导致测量困难，选取第3次融化过程中正午时分的土壤含水率计算积雪融化后土壤水分含量W2，且该时刻土壤中未冻水含量最接近用烘干法测得的总含水量。积雪融化前土壤水分含量W1使用土柱装填完成后所测各土壤实际含水率求解。使用公式（1）、（2）计算不同积雪覆盖条件下单位面积融雪水入渗量，计算结果见表1。

表1 融雪入渗量计算结果cmTab.1 Calculation of snowmelt infiltration

加厚雪层的雪层厚度是自然雪层的2倍，加厚雪层覆盖下土壤融雪水入渗量是自然雪层覆盖下土壤入渗量的1.96 倍，与雪层厚度关系接近。压实雪层和加厚雪层2者雪量相同、前者雪密度为后者的2倍，压实雪层覆盖下土壤融雪水入渗量却是加厚雪层覆盖下土壤入渗量的1.22 倍。该现象与整个冻融循环周期中蒸发量不同有关，压实雪层由于人工压实，雪层的密度增大，孔隙度减小，积雪层深部以及土壤中的水分蒸发量较少，因此雪层本身的融化量较大，致使受融雪水补给后土壤水分变化量会相对较高。积雪覆盖条件与融雪水入渗量呈现“不改变积雪密度，雪层厚度变为2倍时，土壤融雪水入渗量近似为2 倍；雪量不变雪密度变为2 倍时，土壤融雪入渗量增大为1.22倍”的规律。

积雪区冬季积雪覆盖，积雪层可以保持土壤热量、防止水分过量蒸发，同时积雪作为补给源，在春融时期持续稳定的渗入土壤，携带土壤颗粒中的盐分补给地下水。大量的融雪水携带土壤热量渗入深部含水层，土壤解冻速率加快，同时可以作为天然水源以减少生产灌溉所需的水量。因此充分利用融雪水，可以实现部分水资源量合理调控。