廖海，栗現(xiàn)文，陳俊英*

(1. 西北農林科技大學水利與建筑工程學院，陜西 楊凌 712100； 2. 西北農林科技大學旱區(qū)農業(yè)水土工程教育部重點實驗室，陜西 楊凌 712100)

凍融過程是中高緯度地區(qū)的一種非常普遍的自然現(xiàn)象.凍融對土壤的結構、容重、有機質的遷移都有著重要的影響[1-3].它伴隨著物理、物理化學、力學的現(xiàn)象和子過程，主要包括水分、熱量的傳輸、水分相變和鹽分的積聚[4].凍土的形成改變了土壤的導水傳熱性能，直接影響水循環(huán)的下滲和蒸發(fā)等過程，同時也影響著微生物活動[5].據統(tǒng)計，全球70%的陸地面積存在凍土，其中14%為永久性凍土，56%為季節(jié)性凍土[6].在中國，季節(jié)性凍土面積占陸地面積的53.3%，主要分布在東北、華北及西北地區(qū)[7].因此對凍融過程進行研究具有重要意義，這也一直是科學界研究的熱點.

迄今為止，已有諸多學者對凍融過程進行了研究.徐學祖等[8]對凍脹及鹽脹等問題進行了室內試驗研究，發(fā)現(xiàn)土壤凍脹及鹽脹規(guī)律與土體初始含水量、干密度、初始濃度和降溫速度等有關.通過室內凍融模擬試驗，發(fā)現(xiàn)鹽分會在土壤凍結邊緣區(qū)集聚并且鹽分的存在會減弱凍結過程中的水分遷移[9-10].在土壤凍結過程中，由于液態(tài)水凍結引起土壤負壓梯度增大，導致液態(tài)水由溫度高處向溫度低處運移，而凍融過程中鹽離子會不斷沉積，由于存在著的少量液態(tài)水會繼續(xù)沿著土壤顆粒之間的通道向上遷移，土壤中的鹽分則隨之向地表遷移富集[6,11-12].因此凍融過程中鹽分的遷移是溫度與水分等共同作用的結果[13].此外，許多研究者也在對凍融模型研究上取得了重要成果.凍土區(qū)水鹽遷移模型試驗和非飽和凍土中，溫度、水分、鹽分耦合模型研究發(fā)現(xiàn)溫度、水分和鹽分是一個相互耦合的過程[14-15].水流通量模型和人工神經網絡在凍土上的應用，發(fā)現(xiàn)凍土通量模型能夠有效地描述凍土中不同溫度條件下水流通量特性而利用人工神經網絡可對凍融土壤水鹽耦合運移進行較好的精度的聯(lián)合預測[4].

然而，以上凍融研究多基于模型和在室內控制條件下開展，田間試驗相對較少.而對田間生育期微咸水灌溉后，非生育期凍融過程土壤水分、鹽分和溫度動態(tài)變化規(guī)律研究尚鮮有報道.文中通過采用Hydra系統(tǒng)對凍融期土壤液態(tài)水、電導率(可表征土壤鹽分)和土壤溫度進行監(jiān)測，分析微咸水膜下滴灌棉田凍融期水鹽運移特征，以期為干旱區(qū)制定合理的非生育期微咸水灌溉制度提供重要參考.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于新疆塔里木河流域巴音郭楞管理局水利科研所(灌溉試驗站)，地理坐標：86°10′E，41°35′N，處于天山南麓塔里木盆地邊緣孔雀河沖積平原帶，地勢平緩，海拔900 m左右；屬暖溫帶大陸性荒漠氣候，干旱少雨，蒸發(fā)強烈，晝夜溫差大，年平均氣溫為11.5 ℃，最低氣溫為-30.9 ℃，最高氣溫為42.2 ℃.地下水埋深在1 m以下；灌溉用微咸地下水的礦化度為2.13～2.22 g/L.灌溉試驗站土壤干容重為1.63 g/cm3，土壤顆粒組成：黏粒占7%，粉粒占46%及砂粒占47%.根據美國農業(yè)部土壤質地分類(USDA Soil Texture Caculator)[16]可知，灌溉試驗站土壤以壤土為主.

1.2 試驗方法

試驗區(qū)采用一膜雙管的微咸水的滴灌方式,見圖1，圖中h,L分別為土層深度、距寬行中心長度.棉田經春灌后，從播種至苗期(4月26日—6月9日)未進行灌水；蕾期至吐絮初期(蕾期 6月10日—6月25日，花鈴前期6月26日—7月5日，花鈴后期7月6日—8月24日，吐絮初期8月25日—9月8日)，地膜較為完整.全生育期微咸水，灌水間隔5 d，共計灌水15次，總灌水量為525 mm，用于試驗的微咸水取自當?shù)氐叵滤?012—2013年平均礦化度為1.99～2.01 g/L，pH值為6.9～7.2.凍結前，寬、窄、膜15，25和40 cm深度含水率大于0.11 cm3/cm3，而電導率則大于150 μS/cm.

圖1 一膜雙管的微咸水的滴灌方式示意圖

選擇一處典型土壤剖面，采用Hydra水分、溫度、電導率測量系統(tǒng)(Stevens Water Monitoring System，Inc. Portland，USA)[17]監(jiān)測寬行、窄行、膜間15，25和40 cm深度土壤水分、電導率和溫度動態(tài)變化(在凍融期，Hydra可反映液態(tài)土壤水的電導率、含水率).在人工取樣校準后，數(shù)據采集時間間隔為4 h，時間區(qū)段為凌晨12：00到次日20：00即1 d的數(shù)據個數(shù)為6個；監(jiān)測剖面縱向深度為40 cm，橫向長度為75 cm.氣溫數(shù)據取自Davis Vantage Pro2自動氣象站(Davis Instruments，alifornia，SA)，數(shù)據采集時間間隔為1 h，時段長度為2012-11-23—2013-03-13.

1.3 數(shù)據處理

文中以K-15，K-25，K-40和Z-15，Z-25，Z-40以及M-15，M-25，M-40分別表示寬行、窄行和膜間位置15，25和40 cm土層深度.利用SPSS Statistics 19.0對水、鹽和土壤溫度數(shù)據做特征值和相關性分析，利用Sufer 8.0繪制不同要素剖面分布圖.

2 結果與分析

2.1 凍融期氣溫和土壤溫度動態(tài)變化

根據土壤溫度動態(tài)變化，如圖2所示，以土層溫度處于0 ℃以下為節(jié)點，可將凍融過程分為凍結前期、凍結期和融解期3個時期.凍結前期(約2012-11-23—2012-12-04)，地表溫度迅速降低并開始形成凍土層；凍結期(2011-12-05—2012-02-25)凍深逐漸向下擴展到最大位置；融解期(約2012-02-26—2013-03-13)凍土由最大凍結深度向上以及由地表向下逐漸解凍.

凍融過程中最低氣溫為-24.6 ℃，最高氣溫為21.1 ℃，氣溫隨時間呈現(xiàn)先減小再逐漸穩(wěn)定后又增大的變化.由圖2可知，試驗地從2012年11月下旬開始凍結到2013年2月下旬開始解凍，其中寬行、窄行和膜間不同深度溫度變化規(guī)律基本一致，且土壤溫度跟隨氣溫變化，氣溫隨時間具有非常強的波動性.2012-11-23到2013年2月初為降溫階段，寬行、窄行和膜間位置土壤溫度均表現(xiàn)為隨土層深度減小，土壤溫度越小.由圖2可知，在2月8日到2月25日期間寬行、窄行和膜間各土層溫度變化曲線接近重合，即期間土壤溫差最小，但這之后由于氣溫升幅大，土壤溫度出現(xiàn)波動，表現(xiàn)為隨土層深度減小，土壤溫度越大.這表明了土壤溫度受氣溫控制，并存在滯后效應，土層越深則滯后效應越強.

圖2 凍融期不同位置和深度土壤溫度變化

2.2 凍融期土壤水分動態(tài)變化過程

圖3為凍融過程含水率θ變化圖.由圖可知，整個凍融過程寬行、窄行和膜間含水率動態(tài)變化規(guī)律一致.凍結開始時，土壤液態(tài)含水量隨土壤深度增加則越大，其原因可能為地表蒸發(fā)加上氣溫降低(由0 ℃降到6 ℃左右)引起了土壤溫度降低，使表層液態(tài)水部分以蒸發(fā)和結晶的形式減小了土壤液態(tài)水含量.由圖3還可知，2012年12月下旬到2013年2月初為凍結期，2013年的2月下旬土壤開始解凍.在融解期表層土壤溫度雖然逐漸升高(見圖2)，但是凍結鋒面會由于溫度梯度的作用繼續(xù)向土壤深層延伸，又因深層土壤溫度的滯后效應，在融解期間會形成土層上下解凍而中間凍結的現(xiàn)象[4]，直到土壤完全解凍，消融過程才算完成.

圖3 不同位置和深度土壤凍融期含水率動態(tài)變化

從圖3可知，整個凍融過程中，寬行、窄行和膜間均存在含水率變化的突變點，這主要是因為土壤含水率受土壤溫度影響，而土壤溫度又隨氣溫變化，導致含水率變化曲線同土壤溫度變化曲線具有對應突升段.2013年2月初，突升段各深度土壤含水率為隨土層深度增加則液態(tài)含水量減?。簩?、窄行和膜間隨土層深度增加，峰值分別為0.17，0.14，0.12 cm3/cm3；0.13，0.12，0.11 cm3/cm3；0.15，0.09，0.06 cm3/cm3.2013年2月末，第2處突升段寬、窄行各深度土壤含水率為隨土層深度增加則液態(tài)含水量增大，峰值分別為0.17，0.18，0.19 cm3/cm3；膜間各土層深度含水率由大到小按土壤深度排序為M-40，M-15，M-25，而峰值大小分別為0.14，0.13，0.12 cm3/cm3.由圖3還可知，在整個凍融過程中，寬行、窄行和膜間三者對應的液態(tài)含水率值由大到小按位置排序為寬行，窄行，膜間.

圖4為凍結前、凍結期和溶解后土壤剖面含水率分布.由圖知整個凍融過程中含水率變化規(guī)律基本一致，即含水率由寬行到窄行到膜間依次減小.此外，凍結期土壤液態(tài)水含量遠小于凍結前和解凍后，并且在凍結前(見圖4a)土壤30 cm深度以下且距離寬行中心35～70 cm區(qū)域內含水率保持穩(wěn)定，而凍結(圖4b)和解凍后(圖4c)含水率保持穩(wěn)定的區(qū)域與之相比較小.

圖4 凍融期不同時間點土壤剖面含水率分布

2.3 凍融期土壤鹽分動態(tài)變化過程

圖5為凍融過程不同位置和深度的土壤電導率EC變化.由圖2，3，5知，凍融期土壤鹽分的動態(tài)變化與溫度和水分的變化規(guī)律一致.整個凍融過程中，不同位置電導率由大到小按位置排序為寬行，窄行，膜間；隨土壤深度增加，寬行、窄行和膜間電導率極差值介于180～490 μS/cm.

在凍結期(2012-11-23—2012-12-04)，不同深度土壤電導率隨凍結時間延長而逐漸減小，這與土壤溫度和液態(tài)含水率的變化規(guī)律一致.在溶解期(2012-02-25—2013-03-13)，由于氣溫升高則土壤溫度隨之升高而引起土壤中液態(tài)水含量增大，各土層電導率值也隨之增大.由于電導率隨含水率和土壤溫度變化，整個凍融過程中也存在與含水率對應的2處突升段.由圖5知2013年2月初，隨土壤深度增加，電導率減小，隨土壤深度增加，寬行、窄行和膜間電導率峰值分別為460，330，230 μS/cm；260，240，170 μS/cm；370，130，80 μS/cm.2013年2月末，第2處突升段寬行和窄行各土層深度電導率由大到小按土壤深度排序為K-25，K-40，K-15，峰值分別為600，460，420 μS/cm；Z-25，Z-40，Z-15的峰值分別為500，370，330 μS/cm；而膜間電導率隨土壤深度增加而減小，峰值分別為310，240，110 μS/cm.

圖5 不同位置和深度土壤凍融期電導率動態(tài)變化

圖6為凍融期土層剖面電導率分布.由圖可知覆膜區(qū)電導率大于膜間電導率，且從寬行到窄行再到膜間電導率依次減小且整個凍融過程中土壤電導率變化規(guī)律為先減小后增大.此外，凍結前(圖6a)和解凍后(圖6c)電導率穩(wěn)定的區(qū)域較凍結(圖6b)時大.

圖6 凍融期不同時間點土壤剖面電導率分布

表1為凍融前后不同位置和深度的土壤含水率和電導率.由表可知干旱區(qū)膜下微咸水滴灌棉田在經歷整個凍融期后，土壤40 cm深度范圍內的電導率和液態(tài)含水率均有所增加，其中窄行25 cm深度電導率增加最大為80 μS/cm；含水率增值較小，大都為0.02 cm3/cm3.電導率值的增加意味著土壤返鹽，這會對春耕有一定的影響.

表1 凍融前后不同位置和深度土壤含水率和電導率變化值

2.4 凍融期土壤水分、鹽分和溫度的相關關系

表2為整個凍融期土壤水分、電導率和溫度(樣本量都為666個)的兩兩相關關系分析.由表可知，在凍融過程中不同位置整個40 cm土層中土壤溫度、液態(tài)水分和電導率兩兩之間以及電導率與土壤溫度、液態(tài)水分之間存在著極強的正相關關系(P<0.01)，整體上，不同位置三者之間的兩兩相關性關系由大到小按位置排序為寬行，窄行，膜間.其中電導率與水分的相關關系最強，相關系數(shù)均在0.95以上.對凍融期不同位置土壤水分、電導率和土壤溫度三者關系進行擬合，發(fā)現(xiàn)寬行、窄行和膜間電導率與含水率和土壤溫度具有很強的多元一次函數(shù)關系，其R2值分別為0.94，0.90和0.95.

表2 土壤水分、電導率和溫度相關關系

圖7為凍融期土壤鹽分、溫度和液態(tài)水含量動態(tài)遷移變化過程.由圖知凍融期過后，寬、窄行和膜間整個40 cm土層電導率較開始凍結時增大即土層含鹽量增加，并且凍融前后電導率由大到小按位置排序為寬行，窄行，膜間.

隨土層深度減小，土層電導率增量值逐漸減小，這是因為深層土壤向上遷移的含鹽量會逐級減少地儲存在各級土層中.研究發(fā)現(xiàn)，凍結和融化并不是重合的過程，而是在期間會出現(xiàn)分叉點，寬行、窄行和膜間隨土壤深度增加，溫度分叉點分別為-0.42，-1.05，-1.02；-1.30，-1.07，-1.00；-1.18，-1.05，-1.05 ℃，即分叉點出現(xiàn)在-1.00 ℃附近而并不是通常認為的0 ℃.

圖7 不同處理下凍融期土壤水、熱、鹽的遷移特征

3 討 論

研究發(fā)現(xiàn)在凍結前期和凍結期，各土層溫度大小關系為隨土壤深度增加則土壤溫度越??；而在融解期，各土層溫度關系則與之相反.這是因為整個凍融過程中，土壤都在與外部環(huán)境之間存在著能量交換，各土層之間依靠著熱量運動傳遞能量，但是隨著土壤深度增加，土壤與環(huán)境之間的能量交換會逐漸減弱[18-19]，導致隨土壤深度增加則其存在的滯后效應增強.研究還發(fā)現(xiàn)凍融過程中，溫度、水分和鹽分是一個相互耦合的過程，這與張殿發(fā)等[13]的研究結果一致.

研究還發(fā)現(xiàn)不同位置、不同深度土層含水率和電導率同步出現(xiàn)波峰現(xiàn)象.2013年2月初出現(xiàn)第1次突升，寬行、窄行和膜間隨土層深度增加則含水率峰值分別為大于0.12，0.11和0.06 cm3/cm3，而電導率值則分別大于230，170，80 μS/cm；2013年2月末出現(xiàn)第2次突升，寬行、窄行和膜間不同深度含水率峰值大于0.12cm3/cm3，電導率峰值則大于110 μS/cm.其原因可能是凍結期土層溫度處于零下，在土水勢和溫度梯度的雙重作用下,水分會向凍結界面遷移,在凍結初期水分遷移量較小,但是當凍結深度達穩(wěn)定后,凍結界面水分移動速度變緩,凍結界面處就會出現(xiàn)水分積累顯著增加的現(xiàn)象.水分向凍結鋒面的流動，引起鹽分隨之遷移，導致鹽分也在土壤凍結層鋒面處累積[20]；此外，該時段內氣溫值由負溫增大到正溫，土壤內的冰晶部分融化，加之蒸發(fā)量不斷增加從而引起土壤水勢降低，造成土壤水分向上遷移，引起土壤返鹽積累[20-23].

研究中也存在一定的局限性.文中著重考慮了土壤中液態(tài)水分及其電導率得出的結果，而析出的鹽晶體和冰晶體對凍融過程中水分鹽分遷移，以及水分、鹽分和溫度三者之間關系的影響尚不明確.同時，本研究從剖面尺度對凍融期膜下滴灌棉田水鹽運移的規(guī)律和機制進行了初步研究，其結論和成果還需進一步的田間試驗和驗證.

4 結 論

1) 凍融過程中同一位置不同深度液態(tài)水分、電導率和溫度動態(tài)變化規(guī)律一致；凍融期內鹽分垂向運移規(guī)律為深層土壤內的鹽分向表層運移，凍融作用使鹽分發(fā)生了重分布，加重了表層土壤的鹽漬化程度.

2) 在凍融過程中，寬行、窄行和膜間土壤電導率與溫度和液態(tài)水分兩兩之間存在著極強的正相關關系，并且寬行、窄行和膜間電導率與溫度和液態(tài)水分兩者也存在極強的多元一次函數(shù)關系(P<0.01)，相關系數(shù)大于0.90.

3) 凍結和融化并不是重合的過程，而是在期間會出現(xiàn)分叉點，分叉點出現(xiàn)在-1.00 ℃附近而并不是0 ℃.