水氮量组合下冻融期土壤温度的时空变化特征

单小琴，郑秀清，陈军锋，薛 静

(太原理工大学水利科学与工程学院，太原 030024)

0 引 言

我国季节性冻土主要分布在东北、西北以及华北地区，且大多属于干旱、半干旱的水资源匮乏区。为了缓解水资源的日益短缺和提高农作物产量，东北、西北以及华北地区大面积推广冬灌以提高翌年土壤底墒[1]。土壤的冻融过程，实际上是水分固液组分的转化，水分在土水势梯度作用下不断从未冻区向冻结区迁移[2]。冻土中水分运动的驱动力为土水势，同时温度梯度亦会引起水分运动[3]。实施冬灌后，外界过冷的水分加入，打破原系统内部水热平衡状态，季节冻融作用对土壤剖面水分进行再分布。灌溉水有效增加了土壤储水量，土壤含水率越高，比热容量越大，土壤增温和冷却也就愈缓慢[4,5]。由于土壤水中所含溶质使土壤水的势能所发生的能量变化—溶质势，土壤水溶质中的溶质离子和水分之间存在着吸引力，土壤施肥后显著增加了溶质的浓度[6]，溶质势梯度对土壤水分的迁移和转化有一定的影响，打破了原土壤水分输出和输入系统，降低了土壤的渗透性，土壤导水率减小。土壤温度是影响土壤养分和农业产量的主要因素，是反映土壤热状况的重要指标[7]。研究季节性冻融期土壤温度的时空变化，对于指导翌年春季作物的种植具有非常重要的意义。

目前，国内外关于冻融期灌水对土壤中水分、盐分和农作物生长以及产量等方面的研究较为详尽[8-13]，但是关于冻融期不同灌水量和氮素耦合对土壤温度时空变化研究较少。本文以山西省晋中市东阳镇山西省农科院为试验基地，进行了3个施肥量、两个灌水量地块的田间系列试验，采用Excel、Origin8.0、灰色系统理论等方法分析不同水氮量组合下非饱和冻融土壤介质中土壤温度的时空变化规律，为我国北方水肥一体化灌溉地区确定冬春灌溉技术参数、土壤水肥资源量的有效利用提供理论支持。

1 试验条件及方法

1.1 试验区概况

试验于2013年11月10日至2014年3月22日在山西省晋中市榆次区的东阳试验区进行，试验区面积为167 hm2，海拔799.4～804.6 m，地貌属于冲洪积平原区，土壤类型为壤质黏土，耕作层深度约20 cm。试验田块于11月下旬初冻，随着气温的持续降低和负积温的累积，12月底土壤开始快速冻结，冻层厚度稳定增加，1月中旬土壤稳定冻结，冻土受上部太阳辐射及底部地热作用，冻层于2月中旬开始双向解冻，3月底冻层全部融通。根据试验期裸地冻结与融化过程，将整个冻融期分为不稳定冻结期(11月10日-12月8日)、稳定冻结前期(12月9日-1月19日)、稳定冻结后期(1月20日-2月27日)和消融期(2月28日-3月22日)4个阶段，土壤最大冻结深度为60 cm，整个冻融期历时125 d左右。

1.2 试验方案及方法

试验田均为深耕休闲地，将试验地块用30 cm高50 cm宽的土埂分割为4 m×4 m的试验小区，小区之间的间距为1.5 m。本次试验设置了3个施肥水平、两个灌水量组成6种水肥灌溉组合，与未灌水肥地块形成对照，各处理均设2个重复，共设置14个试验小区，在试验田内随机排列，灌水施肥设计具体见表1。试验地块于地表封冻前统一进行灌水，冬灌时间为2013年10月20日。根据各地块所需灌水量和施肥量，将适量肥料于水桶内溶解配备成溶液，水肥灌溉一次性同时由地块引水口处均匀施入大田。灌水后土壤剖面含水率在水氮耦合作用下经历一段时间后重新分布，水分相变及土壤中未冻水通量使水氮量组合下的土壤剖面温度重新分布。试验田地温采用热敏电阻测定，测定深度为0、10、20、30、40、50、60、70、90、120和150 cm。选取冻融期不同冻融阶段典型时间点进行取样，取样日期为11月10日、12月1日、12月22日、1月1日、1月11日、1月17日、1月28日、2月16日、3月1日、3月9日、3月16日，整个冻融期共采集11次，采集时间为8∶00-10∶00。

表1 水氮量组合设计Tab.1 Combination design of water and nitrogen

2 试验结果与分析

2.1 季节性冻融期不同水氮量组合下土壤温度动态

图1为冻融期不同水氮量组合下0～90 cm土壤温度的动态变化曲线。土壤热特性和地气间热交换是影响土壤温度变化的主要因素，近地表处土壤温度受气温的影响强烈，整个冻融期0～20 cm地温在变幅较大且变化趋势基本一致。

灌水定额的影响主要表现在灌溉后较短时间内，地表尤其显著，灌水肥后各地块0 cm处土壤含水率为19.60%～22.46%，是N0W0的3.02～3.46倍。土壤含水率迅速增加使得土壤导温系数增大，从而促进了土气之间热交换，冻融期冬灌不利于土壤表层储藏热量。由图1(a)可知，不同水氮量组合下，整个冻融期灌水肥地块0 cm处土壤温度较未灌水地块总体上降低，N500W375较N0W0低4.89 ℃，出现在11月3日；N300W375较N0W0低7.09 ℃，出现在11月3日；N100W375较N0W0低9.61 ℃，出现在12月1日；N500W750较N0W0低9.89 ℃，出现在12月1日；N300W750较N0W0低10.60 ℃，出现在12月1日；N100W7500较N0W0低3.88 ℃，出现在3月1日。12月22日灌水肥地块地温均最低，稳定冻结期土壤温度在水平方向上脉冲式降低，呈现“高-低-高-低”变化趋势。3月1日各处理在0 cm处地温升高至最大，其中N500W375和N300W375最大地温，分别为18.55和20.72 ℃，分别是N0W0的1.20和1.08倍，其他处理土壤温度与N0W0相差甚微，说明W750下含水率越高，土壤温度升降需吸收更多的热量，W375下土层对水分的吸持作用差，且施肥量愈大表层土壤密实度愈大，导温系数愈大。由表2可见，N100、N300和N500在低灌水W375与N0W0间0 cm土壤温度的绝对灰色关联度为0.869～0.964，高于高灌水W750(0.791～0.977)，说明多肥少水有利于消融期0 cm土壤积蓄热量。

图1 冻融期不同水氮量组合下各土层土壤温度动态变化Fig.1 the dynamic of soil temperature in different soil layers under under different irrigation-nitrogen models during freezing - thawing period

表2 各处理地块与N0W0之间土壤温度的绝对关联度Tab.2 absolute correlation degree of soil temperature between different treatment plots and N0W0

如图1(b)～图1(c)所示，地温对气温的敏感程度随土壤深度的增加而减弱，灌水肥地块10～20 cm地温在整个冻融期较N0W0高，灌水肥增温效应随深度增加而渐强。如图1(b)所示，不稳定冻结期11月3日，地温受蒸发潜热的影响，N0W0在10 cm处地温较各处理地块高0.37～2.98 ℃；进入稳定冻结前期以后，土壤孔隙由微孔隙取代，微孔隙易被水填充，水凝结成冰，致使土壤的导热系数增大，减弱了朝上的温度梯度，灌水肥各处理地块在10 cm处地温较N0W0平均增加了0.47～1.97 ℃。消融期，太阳辐射强度的增加促进了土壤中热储藏量上升，各处理地温在3月1日出现了极值，在3.12～7.12 ℃范围内变化。如图1(c)所示，灌水肥地块和N0W0在20 cm处地温变幅较10 cm小，各处理在10 cm处土壤平均温度为-1.57～0.73 ℃，20 cm处为0.34～1.77 ℃，各处理在20 cm处平均地温较10 cm高0.58～2.93 ℃。同时灌水肥地块与N0W0间20 cm地温的绝对灰色关联度为(0.847～0.857)高于10 cm(0.890～0.942)，说明灌水肥增温效应随土壤深度的加深而增大。融化期，地温随时程呈线性增加的态势，3月16日各处理地块土壤温度相差很小。

如图1(d)～图1(g)所示，随土壤深度的加深，地温受气温影响减弱，各处理地块在30～90 cm处土壤温度变化平缓，1月1日至2月16日地温基本保持恒定。灌水肥地块对30～90 cm土层的増温效果尤以N100W375、N300W375和N500W750较佳，说明水肥灌溉对土层的増温作用并不随灌水施肥量增减而单调变化，而是水肥耦合下共同影响地温的变化。同时灌水肥地块与N0W0间30～90 cm地温的绝对灰色关联度为(0.960～0.995)，说明水氮量组合对30 cm以下土壤温度时程动态影响微弱。

2.2 季节性冻融期不同水氮量组合下土壤温度的空间分布

图2为季节性冻融期不同水氮量组合下土壤剖面温度图，在垂直方向上土壤温度呈现“高-低-高”分布趋势。如图2(a)所示，不稳定冻结期各处理地块在10 cm处形成发散型零通量面，土壤温度出现了极小值。 N500W375、N300W375、N100W375、N500W750、N300W750、N100W750和N0W0地温的极小值分别为2.62、4.02、4.65、5.11、5.13、4.55和3.91 ℃。10月20日实施水肥灌溉后，0～10 cm土壤含水率受冻结形成的基质势梯度驱动向下入渗，10 cm处土壤含水率不同程度的增加。由于土壤的导热系数随土壤含水率升高而增大，灌水后增强了地气间热交换，未冻期灌水不益于土壤储藏热量。20～150 cm内地温随土壤深度增加而增加，灌水后土壤导温系数增大，土壤消除土层间温差能力也逐渐提高。由表3可见，0～30 cm土壤平均温度在W750下高于N0W0，而W375对土壤温度没有提升作用。N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地温分别为7.45、7.73和7.72 ℃，是N0W0的1.08～1.12倍；在W750下分别为8.64、7.57和8.99 ℃，是N0W0的1.10～1.31倍，说明未冻期30～60 cm地温随水肥量增加而愈明显。

图2 各冻融阶段不同水氮量组合下土壤剖面温度Fig.2 Soil profile temperature at different freezing and thawing stages under different combinations of water and nitrogen

图2(b)为稳定冻结前期土壤剖面温度展布图。初冻期冻层厚度稳定向下发展，土壤中的含冰量逐渐增加，此阶段冻层作为入渗水流的控制界面。N500W375、N300W375、N100W375、N500W750、N300W750、N100W750和N0W0在 0 cm处土壤含水率连续损耗于蒸发作用由未冻期的6.37%～16.70%削减至初冻期的3.58%～4.60%，受土水势梯度驱动0～30 cm土壤含水率向上补给，含水率沿土壤剖面垂向递增。0～30 cm土壤含水率减小，土壤的导温系数减小，导温率较低。由于温度传导较慢，因而0～30 cm土壤温度升降明显变化大，30～150 cm土壤温度升降微弱变化小。由表3可知，N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地温分别为-0.65、-0.19和-0.36 ℃，是N0W0的0.15～0.50 倍；在W750下分别为-0.60、-0.44和0.77 ℃，是N0W0的0.05～0.59倍，说明初冻期30～60 cm地温整体随施肥量增加而升高。

图2(c)为稳定冻结后期土壤温度展布，随着气温的回升，积雪融水迂回下渗，倾覆前期0～20 cm土壤含水率自上而下逐渐增加，地表含水率增加尤为显著。由于冻层的隔水作用，20 cm以下土壤含水率并未受到积雪融水补给。各处理在0 cm处土壤含水率由初冻期的3.58%～4.60%增加至冻结后期的6.24%～13.56%。地表土壤含水率越大，土壤热传导速度越快，从而灌水施肥促进了地表与大气之间热量交换，0～20 cm地温仍处于较低水平。如图2所示，未冻期各处理在30～150 cm土壤温度为4.78～14.93 ℃，初冻期地温为-3.30～8.35 ℃，冻结后期地温为-2.68～6.65 ℃。由于土壤热容量随含水率增加而增大，土壤热储藏量向大气逸散困难，使得0～20 cm冻结后期的地温比初冻期降低平缓。随着冻结作用持续增强，土壤冻结深度不断增加至最大，水分凝结成冰释放热量，放出热量由土壤负积温消耗，随着土深的加深，负积温消耗也持续增加。由表4可见，N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地温分别为-0.85、-0.24和-0.29 ℃，是N0W0的0.17～0.60倍；在W750下分别为-0.18、-0.60和0.60 ℃，是N0W0的0.13～0.42倍，说明冻结后期30～60 cm高灌处理土壤增温作用更好。

表3 不稳定冻结期和稳定冻结前期不同水氮量组合下土壤平均温度 ℃

表4 稳定冻结后期和消融期不同水氮量组合下土壤平均温度 ℃

消融期，随着气温进一步回升，地表融化层逐渐加厚，灌水促进了地表冻层的消融。如图2(d)所示，消融期各处理地块在10 cm处形成发散型零通量面，地表土壤温度增加为6.27～15.44 ℃。0～10 cm土壤蒸发作用强烈，土体愈干燥，比热容量愈小，地温对外界气温的敏感程度增大，使得地温的变异性增加尤其以0～30 cm最为明显。各处理0 cm处土壤温度变化范围为6.27～15.44 ℃，10 cm处为2.88～4.21 ℃，20 cm处为2.74～4.07 ℃，30 cm处为1.36～3.39 ℃，地温的变幅随土壤深度的增加逐渐减小。30～150 cm地温随土壤深度增加呈线性变化。由表4可知，灌水后N300和N500在W375下0～30 cm土层明显高于N0W0土壤温度，W750对土层几乎没有增温作用。同时灌水施肥对30～150 cm土层地温有显著的增温作用，其中灌水N300和N500处理增温效果较佳，其次N100在W750下对30～150 cm土层增温效果也较好。

3 结 语

(1)不稳定冻结期，灌水施肥地块加强了地气间水热交换， 0～10 cm土壤温度处于较低值，20～150 cm土壤温度随土壤深度线性增加。稳定冻结前期，灌水施肥地块土壤剖面温度较未冻期大幅度降低，冻层作为入渗水流的控制界面。土壤导温率降低，0～30 cm地温升降明显且变化大，30～150 cm地温变化较小。

(2)冻结后期0～20 cm地温较初冻期变化平缓，30～150 cm地温与土壤深度呈线性正相关，随土壤深度的加大而增加。消融期，土壤比热容量减小，地温对外界气温敏感程度增大，0～30 cm地温变异性增加。冻层双向消融，中间未融冻层阻碍上层融水入渗补给，30～150 cm土壤导热系数随土深的加大变化微弱，土壤温度变化较小。

(3)各处理表土层(0～20 cm)地温在整个冻融期波动幅度较大，灌水施肥地块0 cm处地温较N0W0低，地温对气温敏感程度随土壤深度的加深逐渐减弱，30～90 cm地温变化平缓。整个冻融期0～30 cm土壤平均温度在W750下高于N0W0，而W375对土壤温度没有提升作用；30～150 cm地温并非随水肥量单调增加而升高，N300W375和N500W750对30～150 cm土壤増温效果较佳，且灌水量愈高増温效果愈明显。同时灌水施肥地块0～20 cm地温与N0W0绝对灰色关联度(0.791～0.977)高于30～90 cm(0.960～0.995)，水氮量组合对0～20 cm土壤温度影响较大，对30 cm以下影响微弱。

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参考文献：

[1] 陈军锋，郑秀清，秦作栋，等.冻融期秸秆覆盖量对土壤剖面水热时空变化的影响[J].农业工程学报，2013，29(20):102-110.

[2] 靳志峰，虎胆·吐马尔白，牟洪臣，等.土壤冻融温度影响下棉田水盐运移规律[J].干旱区研究，2013，30(4):623-627.

[3] 郑秀清，樊贵盛，赵生义.水分在季节性冻土中的运动[J].太原理工大学学报，1998，29(1):62-66.

[4] 陈军锋，郑秀清，臧红飞，等.季节性冻融期灌水对土壤温度与冻融特性的影响[J]. 农业机械学报，2013，44(3):104-109.

[5] 王建东，龚时宏，于颖多，等.地面灌灌水频率对土壤水与温度及春玉米生长的影响[J].水利学报，2008，39(4):500-505.

[6] 郑秀清，樊贵盛，邢述彦. 水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动[M]. 北京:地质出版社，2002.

[7] 张小磊，周志民，刘继亮.季节性积雪消融对浅层土壤热状况的影响[J]. 农业工程学报，2010，26(8):91-95.

[8] Nagare R M, Schincariol R A, Quinton W L. Effects of freezing on soil temperature, freezing front propagation and moisture redistribution in peat: laboratory investigations[J]. Hydrology and Earth System Sciences, 2012(151).

[9] 樊贵盛，郑秀清，贾宏骥. 季节性冻融土壤的冻融特点和减渗特性的研究[J].土壤学报，2000，37(1):24-32.

[10] 姚宝林，李光永，王 峰.冻融期灌水和覆盖对南疆棉田水热盐的影响[J].农业工程学报，2016，32(7):114-120.

[11] Yoshi S N, Allen T, Joseph O, et al. Transport of water in frozen soil: I. Experimental determination of soil-water diffusivity under isothermal conditions[J]. Advances in Water Resources, 1982,5(4):221-226.

[12] 付 强，侯仁杰，王子龙，等.积雪覆盖下土壤热状况及其对气象因素的响应研究[J].农业机械学报，2015，46(7):154-161.

[13] 陈小芹，王振华，何新林，等.北疆棉田不同冬灌方式对土壤水分、盐分和温度分布的影响[J].水土保持学报，2014，28(2):132-137.