姜艷艷，劉紅希，王迪晨，張大偉，王巖松

(1.松遼水利委員會(huì) 松遼流域水土保持監(jiān)測中心站，長春 130021；2.沈陽農(nóng)業(yè)大學(xué) 水利學(xué)院，沈陽 110866)

中國東北典型黑土區(qū)主要分布于黑龍江中部[1]，屬于季節(jié)性凍土區(qū)，凍融循環(huán)現(xiàn)象頻繁。季節(jié)性凍土系統(tǒng)內(nèi)的水分遷移作為自然界水循環(huán)的一個(gè)重要環(huán)節(jié)，在生態(tài)環(huán)境、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、環(huán)境工程中占有極其重要的地位[2]。凍結(jié)過程中或凍結(jié)后，未凍水會(huì)在多種外力作用下向低溫凍結(jié)面產(chǎn)生遷移。土體內(nèi)部由于溫度場的改變產(chǎn)生不透水層，導(dǎo)致土體中相態(tài)平衡的破壞[3]，從而產(chǎn)生各種驅(qū)動(dòng)力伴生著水分過冷現(xiàn)象。這從本質(zhì)上改變了土壤水分運(yùn)移規(guī)律，地下水不僅在基質(zhì)吸力作用下上升，同時(shí)在溫度梯度影響下也會(huì)向上遷移。土壤水分遷移的決定性影響因素即氣溫的變化。冬季地表溫度急劇降低形成低溫界面，水汽不斷聚集凝結(jié)。除土壤內(nèi)部結(jié)構(gòu)影響外，研究表明[4-5]任何輕微的地形變化都可能會(huì)影響土壤含水率的空間分布，在土壤水分屬性上可以捕捉到土地屬性，兩者密不可分。坡面尺度是認(rèn)識(shí)地表過程空間變化的基礎(chǔ)[6]。同時(shí)凍土水分運(yùn)移過程受到太陽輻射、緯度地帶性、土壤含水率、土壤質(zhì)地和地形等環(huán)境條件的共同作用，且空間尺度不同，影響因子存在差異。其中，影響土壤水分空間分布的地形因子主要為坡度、坡向、坡位及相對(duì)高程。對(duì)于同一坡面而言，上坡位因重力作用向下排水，而較少積蓄水分，下坡位經(jīng)來水再分配含水率較高；不同坡向也因受到太陽輻射不同，導(dǎo)致溫度變化速率及水分蒸發(fā)散失量存在差異。

20世紀(jì)60年代初期，國際土壤學(xué)會(huì)首次提出土壤水分勢能的劃分及其定義，將能量的概念引入凍土中水分遷移現(xiàn)象，提出常溫下土體中水分的遷移主要是由基質(zhì)勢和重力勢引起的。試驗(yàn)證明，土壤由于受到凍結(jié)作用其含水率的垂線剖面分布發(fā)生改變，且表層含水率增加顯著[7-8]。通過東北黑土區(qū)小區(qū)試驗(yàn)研究和對(duì)粉質(zhì)黏土進(jìn)行的單側(cè)凍結(jié)試驗(yàn)表明，正凍土體凍結(jié)緣的水勢梯度導(dǎo)致非凍結(jié)土中的水分向凍結(jié)土體遷移，使融解后的土壤水分含量顯著提高，其趨勢為由土水勢高的下部向土水勢低的上部遷移[9-10]。野外條件下，坡位和坡向?qū)颈硗了诌w移都具有顯著影響。根據(jù)鄭博藝等[11]野外研究成果，寒季表土含水率與土層深度呈顯著相關(guān)關(guān)系，但尚未明確凍融期水分遷移垂直運(yùn)移過程。本研究以典型東北黑土為例，在一個(gè)年凍融周期內(nèi)，通過野外實(shí)測典型黑土不同縱深、坡位和坡向水分分布及動(dòng)態(tài)變化情況，深入研究坡面尺度季節(jié)性凍土水分垂直運(yùn)移規(guī)律，了解季節(jié)性凍融區(qū)表層土壤水分遷移過程，本研究對(duì)理解區(qū)域水文循環(huán)過程、保護(hù)典型東北黑土地具有重要的理論意義和實(shí)踐價(jià)值。

1 研究區(qū)域與研究方法

1.1 研究區(qū)域

見圖1。

圖1 研究區(qū)取樣點(diǎn)位置圖

海倫市地處典型黑土區(qū)中部(N46°54′32″，E126°15′53″)，屬寒溫帶大陸季風(fēng)氣候區(qū)，冬季嚴(yán)寒而漫長，夏季炎熱短暫，年內(nèi)溫差變化較大。試驗(yàn)地點(diǎn)選自海倫市光榮小流域黑土生態(tài)恢復(fù)試驗(yàn)區(qū)，觀測坡面為坡耕地，主要作物為玉米，未進(jìn)行翻耕。根據(jù)全國第二次土壤普查、南京土壤研究所2002年的分類標(biāo)準(zhǔn)及現(xiàn)場采樣，確定觀測點(diǎn)小流域的土壤為典型黑土，機(jī)械組成粒級(jí)較黏重，顆粒均勻一致，質(zhì)地為黏壤質(zhì)到黏土類，土壤以黏粉粒為主，自然剖面有效土層可達(dá)200～300 cm，原生黑土層深處可達(dá)60 cm。土層相對(duì)較厚，持水能力強(qiáng)，黑土發(fā)育在黏重的黃土狀亞黏土上，底土透水性差，易形成上部滯水層，地下水埋深20～30 m。地處于漫崗丘陵向海倫河漫灘地過渡地區(qū)，地形起伏，坡陡且長，水土流失嚴(yán)重，屬于典型東北黑土侵蝕區(qū)。冬春季最高氣溫16.4℃，最低氣溫-33℃。年降水量500～600 mm，主要集中在7-9月份。有效積溫2 450℃，年均日照時(shí)數(shù)為2 600～2 800 h。表層土壤一般在11月中旬開始凍結(jié)，3月中旬開始解凍，土壤最大凍結(jié)深度3.5 m。見表1和圖2。

表1 海倫市光榮小流域土壤機(jī)械組成

圖2 研究期內(nèi)平均氣溫及平均地溫

1.2 研究方法

分別在試驗(yàn)區(qū)內(nèi)選取各坡面的上部、中部和下部0～30 cm土壤剖面作為采樣剖面，各設(shè)6個(gè)取樣點(diǎn)，在10月份至次年3月份期間，每月取樣一次。每個(gè)取樣點(diǎn)按5 cm分層取樣(3次重復(fù))，取回土樣用烘干法測土壤含水率，利用野外實(shí)測數(shù)據(jù)，每個(gè)深度做3組重復(fù)并取全部樣點(diǎn)數(shù)據(jù)均值，對(duì)比不同深度土層，分析整個(gè)凍融期內(nèi)表土縱向含水率變化情況。土壤質(zhì)量含水率計(jì)算公式：

(1)

式中：M1為鋁盒質(zhì)量；M2為烘干前鋁盒濕土總質(zhì)量；M3為烘干后鋁盒干土總質(zhì)量。

2 結(jié)果與分析

2.1 凍融期表土水分動(dòng)態(tài)變化

由圖3可知，土壤含水率在垂直方向10 cm處出現(xiàn)明顯分層現(xiàn)象。這是由于季節(jié)性凍融期，11-1月份氣溫逐漸降低土壤開始凍結(jié)，形成水分不規(guī)則運(yùn)動(dòng)。此時(shí)土壤中水分相變主要取決于土壤溫度、未凍水含量、氣溫等因素，其中土壤溫度與氣溫密切相關(guān)，整個(gè)凍結(jié)期表層土壤水分的垂直運(yùn)動(dòng)土壤溫度場的動(dòng)態(tài)分布是主要影響因素。隨著地溫降低，負(fù)溫不斷累積，上部土壤中未凍水含量和土水勢降低，土壤中含冰量及凍層密實(shí)度逐漸增加形成凍結(jié)鋒面。下部土壤由于土水勢高于上部，水分逐漸向上遷移，使得表層含水率相對(duì)較高。0～30 cm深度范圍內(nèi)，凍結(jié)鋒面形成抽吸力，溫度繼續(xù)降低凍結(jié)鋒面向下移動(dòng)。未凍區(qū)水分不斷向凍結(jié)鋒面遷移，使凍結(jié)區(qū)含水率增大。更深處未凍土的水分在溫度梯度和水分差影響下向上遷移，但遷移速度較慢未能向上補(bǔ)給多發(fā)生原位凍結(jié)，造成鄰近凍結(jié)區(qū)的未凍土中含水率減小，與郭占榮等[12]在西北地區(qū)試驗(yàn)場研究結(jié)果一致。

圖3 凍融期表土含水率隨深度變化對(duì)比圖

2月下旬氣溫開始回升，進(jìn)入融化階段后，隨著春季太陽輻射增強(qiáng)，土壤得熱大于失熱。受太陽凈輻射影響，0～10 cm土層融化速率遠(yuǎn)大于水分蒸發(fā)。由于凍結(jié)鋒面的存在，水分無法下滲，使表層含水率迅速增大。10～20 cm土壤含水率無明顯波動(dòng)，深度25～30 cm時(shí)含水率有微增趨勢，這是由于深層土壤也在受著底層地?zé)岬慕换プ饔?，土層開始雙向融化，導(dǎo)致2-3月份25～30 cm土壤含水率增長。

2.2 不同坡位表土水分遷移特征

受坡面侵蝕作用影響，研究區(qū)不同坡位土壤結(jié)構(gòu)、成分存在差異。土質(zhì)變化較大且相對(duì)較差，持水能力較低；下坡位表層土壤接收上坡來水較多，并受上坡表層土壤順?biāo)髦饾u堆積影響，導(dǎo)致黏粉粒土壤比例偏大[13]。見圖4、圖5。

圖4 不同坡位土壤質(zhì)量含水率隨深度變化對(duì)比圖

圖5 不同坡位土壤質(zhì)量含水率隨月份變化對(duì)比圖

在11-1月份凍結(jié)期，上、中、下坡位0～5 cm含水率均有增加，其中下坡位增加較為明顯；進(jìn)入2-3月份融化期，不同坡位0～5 cm土層土壤含水率均有明顯的增加，上坡位、中坡位和下坡位分別為52.1%、46.4%和47.5%。相比凍結(jié)初期(11月份)增加了18.65%、15.32%和18.42%。因此，不同坡位表層土壤在凍結(jié)后0～5 cm土壤含水率均為增加趨勢，但各坡位含水率增加量不同。其中，下坡位在0～5 cm土層土壤含水率有明顯的增加，而中坡位在0～10 cm土層和10～20 cm土層均有明顯的增加，與曹偉等[14]在青藏高原坡面凍土變異特性試驗(yàn)研究中取得結(jié)果一致[15-16]。其原因主要為，下坡位0～5 cm土層土壤黏粒較多，對(duì)薄膜水的吸附能力和毛管作用較強(qiáng)，因此土壤在凍結(jié)過程中向0～5 cm土層土壤水分遷移量較大；5～30 cm土層土壤孔隙較大，毛管作用較小，土壤在凍結(jié)初期30 cm土層以下土壤水分向該層遷移量較小，因此5～30 cm土層土壤含水率有所減少。而中坡位土壤相對(duì)貧瘠，土壤顆粒較細(xì)，透水性差，干密度大于上層黑土，而在土壤含水率相差不大的情況下，干密度越大，單位體積土體含水質(zhì)量越大，凍結(jié)時(shí)釋放熱量越多，進(jìn)而延緩凍結(jié)鋒面向上推進(jìn)的進(jìn)程[17]。因此，下層土壤水分易在20～30 cm土層發(fā)生聚集。不同坡位表土在凍結(jié)后均在0～5 cm土層形成凍結(jié)鋒面，由此可證土壤凍結(jié)后水分不斷向0～5 cm土層遷移。見表2。

表2 不同坡位凍融周期內(nèi)各層土壤質(zhì)量含水率

2.3 不同坡向表土水分遷移特征

見圖6。

圖6 不同坡向各層土壤質(zhì)量含水率對(duì)比

坡位一致但由于坡向不同導(dǎo)致地溫、初始含水率、蒸發(fā)散失量等都存在差異。11月份至翌年3月份期間不同坡向0～30 cm土壤含水率隨深度變化明顯。11月份在0～30 cm土層土壤凍結(jié)前，陰坡在0～30 cm土層內(nèi)各個(gè)土層土壤含水率均高于陽坡。這與孔凌霄等[18]在晉西黃土區(qū)域進(jìn)行的土壤水分動(dòng)態(tài)特征研究及Jacques[19]在田間尺度上對(duì)土壤含水率的研究取得結(jié)果一致。進(jìn)入凍結(jié)期12月份，陰坡和陽坡表層土壤已經(jīng)完全凍結(jié)，凍結(jié)后各坡向0～5 cm土層土壤含水率均有較大幅度的增加，土壤含水率分別達(dá)到40.07%和38.21%。并且在0～30 cm土層深度內(nèi)，陽坡土壤水分向0～5 cm土層遷移量大于陰坡。這是由于水分相變具有延緩凍結(jié)鋒面推進(jìn)的作用，陰坡和陽坡表層土壤溫度變化及凍結(jié)速率不同導(dǎo)致凍結(jié)過程歷時(shí)不等。若凍結(jié)速率足夠大，遷移水分則可完全凍結(jié)。由于陰坡地表溫度較低，土壤凍結(jié)速率高于陽坡，縮短了凍結(jié)時(shí)間。表層土壤凍結(jié)時(shí)間小于陽坡，因此陰坡土壤水分持續(xù)遷移的時(shí)間小于陽坡，導(dǎo)致水分遷移量小于陽坡。

1月份為穩(wěn)定凍結(jié)期，陰坡各深度層含水率仍大于陽坡，但從趨勢來看，陰坡在0～5 cm土層土壤含水率有所減少，5～30 cm土層土壤含水率均有不同程度的增加。而陽坡在0～10 cm土層土壤含水率有所減少，10～30 cm土層土壤含水率有所增加。陰坡和陽坡表層土壤含水率分別減少2.90%和4.23%，說明陽坡表層土壤受到地表蒸發(fā)的影響要大于陰坡，并且由于1月份當(dāng)?shù)貧鉁剡_(dá)到最低，0～30 cm土層未凍水含量減少，陰坡和陽坡0～30 cm土層土壤水分向表層遷移量相比12月份減少，而30 cm土層以下土壤水分向0～30 cm土層遷移量較多，因此陰坡和陽坡在10～30 cm土層土壤含水率都有顯著的增加。

2月份由于氣溫小幅回升，陰坡耕地在0～30 cm土層土壤水分遷移量開始增加，0～5 cm土層土壤含水率相比1月份有輕微幅度增加，土壤含水率達(dá)到40.66%。陽坡耕地表層土壤由于受到持續(xù)的蒸發(fā)作用，0～5 cm土層土壤含水率為35.95%，相比1月份減少4.5%。0～30 cm土層含水率小幅降低，陰坡、陽坡分別下降1.56%和2.07%。說明凍結(jié)穩(wěn)定期后，下部向表層的水分遷移極其微小，而由于自然光照和風(fēng)力影響，表層土壤水分蒸發(fā)散失，因此0～30 cm整體表層土壤水分含量有所降低。

隨著氣溫不斷升高，3月份進(jìn)入季節(jié)性凍土融化期，陰坡各層含水率依然大于陽坡。土體經(jīng)歷晝?nèi)谝箖?，而縮短凍結(jié)時(shí)間使凍結(jié)鋒面不斷向上遷移，表土層水分散失后由于凍結(jié)面的存在無法下滲導(dǎo)致表土層水分含量急劇增加，0～10 cm土層陰坡、陽坡各增加4.77%和7.14%。分析其原因?yàn)椋旱販卦礁?，土體內(nèi)溫度梯度越大，凍結(jié)鋒面向上移動(dòng)越迅速。陽坡地表溫度和輻射強(qiáng)度均高于陰坡[20]，其融化速度較快，遠(yuǎn)大于蒸發(fā)作用，導(dǎo)致陽坡含水率變化大于陰坡。因此從某種意義來說，坡向?qū)鋈谧饔玫挠绊戵w現(xiàn)在改變土壤溫度變化速率來改變水分的遷移[21]。見表3。

表3 不同坡向凍融周期內(nèi)各層土壤質(zhì)量含水率

3 結(jié) 論

1)整個(gè)凍融期水分向表層土壤明顯遷移，主要表現(xiàn)為0～5 cm土層含水率逐漸增加，5～30 cm土層受到下層土壤水分的不斷遷移補(bǔ)給，土壤含水率隨深度的增加有升高的趨勢。11-12月份和2-3月份期間，下部土壤水分向0～5 cm土層遷移較為明顯，而在12-1月份，30 cm土層以下土壤水分向0～30 cm土層遷移較為明顯。明確坡面凍土在凍融循環(huán)過程中水分的動(dòng)態(tài)變化，為凍融侵蝕的研究提供理論基礎(chǔ)。

2)凍融過程導(dǎo)致土壤水分向表層聚集，但不同坡位寒季表土水分垂直遷移的差異主要由于土壤結(jié)構(gòu)受侵蝕程度、外界擾動(dòng)不同，以及大氣降水或更高位坡位潛流的側(cè)向補(bǔ)給。下坡位土壤在各土層之間水分遷移量較為均勻，一方面由于地勢較平坦，有效地減少土壤水分的側(cè)向運(yùn)動(dòng)，同時(shí)能接收上坡位的土壤水分，以及凍土層融化后的滲透，水分充足且相對(duì)穩(wěn)定。中坡位在土壤水分向表層遷移的過程中，易在20～30 cm土層內(nèi)形成土壤水分聚集的現(xiàn)象。

3)不同坡向在凍融過程中，陰坡各層土壤含水率始終大于陽坡。表土水分垂直遷移的差異主要體現(xiàn)在溫度及太陽輻射變化的影響，11至1月份期間，0～30 cm土層土壤由未凍結(jié)狀態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)閮鼋Y(jié)狀態(tài)，在此期間陰坡和陽坡表層土壤水分向0～5 cm土層均有明顯的遷移，但陽坡土壤水分遷移量大于陰坡。隨后，在2-3月份期間，隨著地溫上升，表層土體迅速融化，凍結(jié)鋒面向上移動(dòng)，表層土壤含水率急劇增加，且陽坡由于溫度變化速率較大，導(dǎo)致其含水率變化大于陰坡。