黑河中游農(nóng)田荒漠過渡帶土壤凍融過程中水熱動態(tài)

崔樂樂，趙 英，易 軍，張建國，王 燕

（西北農(nóng)林科技大學(xué) 農(nóng)業(yè)部西北植物營養(yǎng)與農(nóng)業(yè)環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，陜西 楊凌712100）

水是陸地生態(tài)系統(tǒng)諸因素中最主要的限制因子之一。土地生產(chǎn)潛力必須依靠水分保障才能發(fā)揮，而土壤水作為聯(lián)系地表水和地下水的紐帶，在水資源的形成、轉(zhuǎn)化和消耗過程中必不可少，降水或灌溉也只有轉(zhuǎn)化為土壤水才能被作物吸收利用［1］。降水入滲不僅依賴于隨機(jī)的降水事件，還受制于土壤水分狀況［2－3］，而不同植被類型的土壤具有不同的水分平衡關(guān)系，土壤濕度依賴于植被類型和土壤特性［4］。特別是在干旱環(huán)境中，土地利用類型是影響土壤水分空間格局的主要控制因子［5］。黑河流域位于歐亞大陸腹地，是我國典型的內(nèi)陸河流域，中游人工綠洲的快速發(fā)展對水資源的需求不斷增加，導(dǎo)致水資源與水環(huán)境問題日益突出。近年來森林和草地銳減、河渠灘地減少、地下水位下降、沙漠化和鹽堿化等問題日益加?。?］。加之該地區(qū)也是旱區(qū)和寒區(qū)的重疊區(qū)域，每年11月至次年4月經(jīng)歷一個(gè)漫長的凍融期，土壤凍融過程影響土壤水力學(xué)性質(zhì)、力學(xué)性質(zhì)和物理性質(zhì)，從而間接影響土壤水熱運(yùn)移和保蓄能力［7－9］。

對于農(nóng)田（綠洲）—荒漠過渡帶的水熱動態(tài)研究，前人進(jìn)行了一系列的研究工作。Chung和Horton［10］對地表有帶狀覆蓋物的土壤的水熱耦合運(yùn)動作了數(shù)值模擬和驗(yàn)證。李勝功等［11］用熱量平衡法觀測了流動沙丘、干草地和濕草地的微氣候特征，表明沙漠化發(fā)生后，反射率增加，凈輻射減少，熱量平衡中土壤熱通量所占份額增加，潛熱通量份額減少。李保國、龔元石和左強(qiáng)等［12］對農(nóng)田土壤水汽、熱耦合運(yùn)移模型及其應(yīng)用進(jìn)行了研究，推導(dǎo)出垂直一維土柱中水、汽、熱耦合數(shù)學(xué)模型，并對模型進(jìn)行了檢驗(yàn)，模擬結(jié)果與野外實(shí)測數(shù)據(jù)基本吻合，取得了較好的模擬效果。黃妙芬、李彥等［13］對綠洲農(nóng)田作物的顯熱和潛熱輸送特征進(jìn)行了研究，并分別對荒漠化地區(qū)的植被和綠洲生態(tài)系統(tǒng)地表熱量平衡進(jìn)行了研究。較之于非凍融期，凍融期間土壤水熱傳輸過程更為復(fù)雜，凍融過程可以通過影響土壤導(dǎo)水系數(shù)、導(dǎo)熱系數(shù)和熱容量，從而改變水分遷移和熱量傳輸［14］。土壤中熱量的差異和改變可以引起水分遷移和轉(zhuǎn)化，特別是水汽的擴(kuò)散［15－17］。反過來，土壤水分可通過改變土壤熱特性來影響土壤溫度［18］。

黑河中游農(nóng)田（綠洲）—荒漠過渡帶景觀單元類型多樣，農(nóng)田、防護(hù)林和荒漠3種景觀單元并存。由于地表覆蓋、土壤質(zhì)地、植被類型的差異，再加上人為影響（灌水、耕地等），不同景觀單元間水熱平衡存在很大差異［19－20］。這種差異不僅在植被生長期存在，在冬季凍融期也表現(xiàn)非常明顯。近年來，對干旱、半干旱地區(qū)土壤水分狀況進(jìn)行了很多研究，但多集中在不同沙地類型的土壤水分動態(tài)、林地水分平衡等［21－23］，而對綠洲與荒漠過渡地帶土壤水分動態(tài)的原位連續(xù)觀測研究較少［24－27］，對黑河中游綠洲荒漠過渡帶凍融期水熱動態(tài)研究還鮮有報(bào)道。本研究旨在揭示綠洲荒漠過渡帶農(nóng)田、防護(hù)林、荒漠景觀單元在季節(jié)性凍融條件下的土壤水熱動態(tài)，對比凍融條件下不同景觀單元水熱過程的異同，探討凍融過程水熱交互作用過程及機(jī)理，研究結(jié)果對有效提高區(qū)域水資源的利用效率和區(qū)域綜合治理與開發(fā)、生態(tài)環(huán)境的改善具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于黑河中游綠洲—荒漠過渡帶（甘肅省張掖市臨澤縣平川鎮(zhèn)，地理坐標(biāo)99°25—100°25′E，39°04—39°24′N，平均海拔1 300～1 454m），南部屬山前傾斜平原，北部為巴丹吉林沙漠南緣。區(qū)域土壤類型為灰棕漠土（表1），質(zhì)地為砂土，砂粒含量除了防護(hù)林低層都在80%以上，土壤有機(jī)質(zhì)較低。年均氣溫7.6℃，≥10℃積溫3 085℃，凍結(jié)天數(shù)約110d。年均降水量114mm，主要集中在5—9月份，占全年降水量的70%～80%，年潛在蒸發(fā)量2 388 mm［28］。地下水位變化劇烈，年內(nèi)水位波動可達(dá)2m［29］，在植被生長期間，由于強(qiáng)烈的蒸散發(fā)作用和地下水開采用于灌溉，地下水位持續(xù)下降，在冬季引黑河水大面積進(jìn)行冬灌后地下水位迅速抬升。

表1 研究區(qū)土壤基本理化性質(zhì)

2 研究方法

試驗(yàn)選擇黑河中游綠洲—荒漠過渡帶典型的3種景觀單元（即農(nóng)田、防護(hù)林、荒漠），在不同景觀單元中心選擇一個(gè)監(jiān)測位點(diǎn)位，布設(shè)監(jiān)測儀器測定土壤液態(tài)體積含水量、土壤溫度、凍土深度及地下水位等項(xiàng)目，監(jiān)測時(shí)間為2011年12月1日至2012年5月1日。

2.1 土壤水熱動態(tài)監(jiān)測

2.1.1 土壤水分監(jiān)測 于2011年9月底在農(nóng)田、防護(hù)林、荒漠3種景觀單元分別布設(shè)3根TRIME-TDR（time domain reflectometry）測管（聚乙烯碳酸酯）。使用TRIME-TDR-T3探頭（德國，IMKO）對土壤水分進(jìn)行測定，從地表開始每隔10cm測定1次，深度到1m，測定時(shí)間間隔約為5d。TDR技術(shù)以不同物質(zhì)介電常數(shù)的差異性為基礎(chǔ)，結(jié)合TDR測定結(jié)果和實(shí)際土壤含水量的測定結(jié)果，可以得到表觀介電常數(shù)與土壤水分含量的函數(shù)關(guān)系，從而再把儀器測定結(jié)果轉(zhuǎn)化為土壤水分含量，實(shí)現(xiàn)對土壤含水量的測定。而水的介電常數(shù)（80）顯著大于土壤介質(zhì)（3～5）、空氣（1）和冰（3）的介電常數(shù)，因此在冬季凍融過程中土壤表觀介電常數(shù)的變化主要表征為土壤液態(tài)水分含量的變化。儀器校正工作分不同景觀類型進(jìn)行，分別于2011年10月底和2012年5月初進(jìn)行。另外，儀器本身具有溫度補(bǔ)償功能，可減小溫度變化對測量結(jié)果的影響。

2.1.2 溫度監(jiān)測 2011年11月在3種景觀單元布設(shè)JM20溫度傳感器（測量范圍為－50～199.9℃，精度為±0.1℃）測定土壤溫度，埋設(shè)深度為5，40和100cm。使用JM624測溫儀逐日測定土壤溫度，于每天早上8點(diǎn)左右進(jìn)行。

2.1.3 凍土深度及地下水位監(jiān)測 于3種景觀單元分別布設(shè)一根凍土管（1.5m）和一眼地下水位觀測井，與TDR測管和溫度探針相鄰。凍土深度為逐日監(jiān)測，地下水位每5d測定一次，測量時(shí)間均為早上8點(diǎn)左右。

2.2 土壤貯水量的計(jì)算

土壤貯水量是指一定土層厚度的土壤總含水量，以土層深度（mm）表示，其計(jì)算公式為：

式中：S——土壤貯水量（mm）；θ——土壤質(zhì)量含水量（%）；DB——土壤容重（g／cm3）；H——土壤厚度（cm），10為系數(shù)。

3 結(jié)果與分析

3.1 不同景觀單元土壤液態(tài)水含量和溫度動態(tài)

3.1.1 研究區(qū)3種景觀單元土壤液態(tài)水含量動態(tài)分析 在整個(gè)研究時(shí)段（圖1），不同景觀單元土壤液態(tài)水含量都出現(xiàn)先減少，后穩(wěn)定，再增加的趨勢，說明在監(jiān)測期間土壤發(fā)生了凍結(jié)和融化現(xiàn)象，液態(tài)水和固態(tài)水實(shí)現(xiàn)相互轉(zhuǎn)化。在土壤凍結(jié)期間，土壤液態(tài)水轉(zhuǎn)化為固態(tài)水，液態(tài)水含量減少；在土壤完全凍結(jié)期間，土壤液態(tài)水含量維持在一個(gè)很低的水平，變化微弱；在土壤融化期間，土壤固態(tài)水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水，液態(tài)水含量增加。農(nóng)田和林地在11月下旬進(jìn)行了冬灌，土壤初始含水量很高，導(dǎo)致農(nóng)田和林地液態(tài)水含量的變化更為劇烈；而荒漠土壤初始水分含量很低，并且冬季降雪少，少量的降雪還沒來得及融化下滲可能就已經(jīng)蒸發(fā)了，所以土壤液態(tài)水含量變化較小。在整個(gè)監(jiān)測時(shí)期，3種景觀單元10和40cm土壤含水量變化較100cm劇烈，說明上層土體的凍融過程更加強(qiáng)烈。在土壤融化后，農(nóng)田和林地的土壤液態(tài)水含量恢復(fù)到一個(gè)很高的水平（大于0.2cm3／cm3），說明在凍結(jié)過程可以有效的保持土壤總的水分含量，這可以為春季植被的萌發(fā)提供了一個(gè)很好的水分條件。由圖1可見，農(nóng)田和防護(hù)林兩個(gè)景觀單元水分變化趨勢基本一致，但防護(hù)林稍微滯后于農(nóng)田。這主要是由于防護(hù)林地表有落葉覆蓋導(dǎo)致，防護(hù)林樹種為新疆楊，10月份樹葉開始脫落并覆蓋于土壤表層（約2cm），能很好地阻礙大氣和林地地表的水熱交換過程，從而可以減小空氣溫度變化對土壤溫度的影響，延緩?fù)寥纼鼋Y(jié)和融化發(fā)生的時(shí)間和速度［30］。

3.1.2 研究區(qū)3種景觀單元土壤溫度動態(tài) 由圖2可知，研究期間3種景觀單元土壤凍融過程明顯。土壤溫度隨著土層深度的增加而升高，且變化趨勢一致。凍結(jié)伊始，土壤溫度自表層開始下降，至2012年1月末降至最低，一直到3月底土壤完全消融。不同景觀單元土壤溫度變化趨勢相似，隨著土壤深度的增加，溫度變化趨于平緩。5cm處溫度變化非常劇烈，100cm處則變化比較平緩，這主要是由于表層土壤溫度更容易受到變化劇烈的大氣溫度的影響。

對比不同景觀單元相同土層溫度，溫度變化表現(xiàn)為表層荒漠溫度波動最劇烈，也經(jīng)常低于農(nóng)田和林地，而深層溫度要高于農(nóng)田和林地；林地所有溫度在凍結(jié)期間往往高于農(nóng)田。這主要是因?yàn)榛哪寥篮亢艿?，?dǎo)致土壤熱容小，表層土壤溫度容易受到大氣溫度的影響，而較低的含水量也導(dǎo)致較低的導(dǎo)熱率，這也不利用淺層土壤和深層土壤的熱量交換，從而不利于深層凍土的形成。而林地由于地表枯枝落葉層具有一定的絕熱效果，阻隔大氣和土壤熱量的交換［30］，溫度變化較為緩慢，土壤溫度受大氣溫度影響較小，另外也導(dǎo)致不同土層的溫度差異較小，譬如防護(hù)林5和40cm土層溫度變化趨勢十分接近，差異較小。12月份期間，除荒漠表層5cm，其他土層土壤溫度均高于氣溫，但在1月份之后大氣溫度迅速回升，并逐漸高于各層土壤溫度。出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因是冬天氣溫低，而深層土壤溫度高，且熱量順著溫度梯度向地表傳輸，春初大氣溫度回升時(shí)，表層土壤受氣溫影響大，逐漸回升，深層土壤則變化不大。不同景觀單元之間，對比不同土層月均溫度與氣溫變化，各層土壤最低溫度出現(xiàn)的時(shí)間有所差異。以40cm土層月平均溫度為例，農(nóng)田最低溫度為－3.4℃，出現(xiàn)在2012年的1月份；防護(hù)林最低溫度為－1.5℃，出現(xiàn)在2012年的2月份；荒漠最低溫度為－1.3℃，出現(xiàn)在2012年的1月份。溫度越低，說明土壤凍結(jié)強(qiáng)度更大，凍結(jié)現(xiàn)象更為明顯?；哪寥雷畹蜏囟瘸霈F(xiàn)時(shí)間與農(nóng)田一致，但其數(shù)值遠(yuǎn)低于農(nóng)田土壤。

圖2 研究區(qū)3種景觀單元土壤溫度動態(tài)變化

圖1 研究區(qū)3種景觀單元土壤液態(tài)水含量動態(tài)變化

總體來講，防護(hù)林土壤各層溫度變化最為平緩，農(nóng)田次之，荒漠土壤最劇烈。各景觀單元表層土壤溫度逐日變化和月平均溫度變化均比較大，不同景觀單元、不同土壤層次的凍結(jié)天數(shù)相差較大（表2）。凍結(jié)天數(shù)自表層至深層逐漸減少，凍結(jié)天數(shù)最多的是荒漠5cm土層，達(dá)105d，防護(hù)林和荒漠100cm土層土壤則未發(fā)生凍結(jié)現(xiàn)象。比較圖2和圖3可發(fā)現(xiàn)，2011年12月初，土壤水分開始凍結(jié)，隨著土層厚度的增加，凍結(jié)速率減小，凍結(jié)大約持續(xù)4個(gè)月。2012年3月初開始解凍，至4月初土壤完全融化。

3.2 不同景觀單元水熱過程對地下水和氣溫的響應(yīng)

防護(hù)林土壤水溫度變化滯后于農(nóng)田（圖3），這是土壤質(zhì)地、地表覆蓋和淺層地下水綜合作用的結(jié)果。防護(hù)林土壤質(zhì)地較細(xì)，水熱變化緩慢；加之表層枯枝落葉的覆蓋，起到一定保溫保水作用，減緩了土壤溫度的變化，從而降低了土壤凍結(jié)的強(qiáng)度和深度，延緩了凍結(jié)和融化發(fā)生的時(shí)間。農(nóng)田裸露受氣溫波動變化明顯，加之地下水位較淺，可以通過“凍結(jié)聚墑”作用促使下層土壤水分上移，對表層土壤水分進(jìn)行有效的補(bǔ)給（圖3）。整個(gè)凍融時(shí)期，凍結(jié)時(shí)土壤液態(tài)水含量的變化滯后于土壤溫度的變化。一方面是受土壤初始含水量、外界水源補(bǔ)給和土壤性質(zhì)等因素影響；另一方面水分由液態(tài)相變?yōu)楣虘B(tài)需要一個(gè)時(shí)間過程［31］。而在融化階段，水分上升要早于溫度，這是水熱耦合產(chǎn)生的土壤溫度變化滯后于氣溫變化所致。即氣溫升高時(shí)，土壤已開始融解，土壤水分發(fā)生相變，但這出現(xiàn)在土壤溫度上升之后。

在監(jiān)測期間，受土壤初始水分狀況、土壤理化性質(zhì)及地表覆蓋等因素的影響，3種景觀單元凍土層深度明顯不同。農(nóng)田最深，約100cm；防護(hù)林次之，約80cm，荒漠最淺，只有60cm（圖3）。農(nóng)田和防護(hù)林土壤凍結(jié)和解凍過程較為緩慢，而荒漠土壤凍土層變化劇烈，凍結(jié)和解凍過程較快。凍結(jié)時(shí)由上層到下層逐層進(jìn)行，且隨著土壤深度的增加，凍結(jié)速率下降；而解凍時(shí)林地和農(nóng)田從地表和凍結(jié)最深處同時(shí)向中間進(jìn)行，最終在土壤中間層完全解凍（圖3），而荒漠最后解凍發(fā)生在地表附近。淺層地下水位呈現(xiàn)先下降后升高的趨勢，地下水位均在4月初升高，但其峰值出現(xiàn)的時(shí)間明顯遲于凍土層土壤水分峰值，說明凍融過程后期深層土壤水分向下運(yùn)動使地下水位抬升（圖4）。從圖4還可以看出，淺層地下水位在凍結(jié)期下降，融化期回升，且回升速率大于下降速率。尚松浩等人［32］建立了地下水淺埋條件下土壤凍融期水熱耦合遷移模型模擬土壤融解速率，同樣發(fā)現(xiàn)這一規(guī)律。

表2 研究區(qū)不同景觀單元月平均溫度

圖3 研究區(qū)3種景觀單元凍融過程中凍土層動態(tài)變化

圖4 研究區(qū)3種景觀單元凍融過程中地下水位響應(yīng)變化

農(nóng)田、防護(hù)林和荒漠不同景觀單元，凍土層土壤液態(tài)水含量和淺層地下水位變化有較好的一致性，在凍結(jié)期間地下水位下降，在土壤融化期間，地下水位出現(xiàn)抬升，說明在土壤凍結(jié)過程中土壤水和地下水進(jìn)行了相互轉(zhuǎn)化。彭振陽等在內(nèi)蒙古河套灌區(qū)義長試驗(yàn)站試驗(yàn)場從定性和定量兩個(gè)層面分析了潛水淺埋深條件下季節(jié)凍融土壤水分運(yùn)動的一般規(guī)律以及土壤水與潛水之間的相互關(guān)系，同樣發(fā)現(xiàn)季節(jié)凍融期間土壤水與潛水相互補(bǔ)給，凍結(jié)期以向上補(bǔ)給為主，消融期以向下補(bǔ)給為主［33］。這主要是因?yàn)樵谕寥纼鼋Y(jié)期間，土壤水分在溫度梯度的作用下從未凍結(jié)區(qū)向凍結(jié)區(qū)移動，也就導(dǎo)致下層土壤水會向上層土體進(jìn)行移動，從而引起地下水對上層土壤水分的補(bǔ)給，地下水位出現(xiàn)下降；而在土壤融化期間，土壤液態(tài)水含量不斷增加直至大于土壤的條件持水量，土壤水在重力的作用下向下運(yùn)動，從而引起土壤水分對地下水的補(bǔ)給，導(dǎo)致地下水位的抬升。

3.3 不同景觀單元土壤液態(tài)水貯水量變化

由圖5可知，在0—50cm土層，農(nóng)田土壤液態(tài)水貯量最高，分別比防護(hù)林和荒漠高出69%和79%；在50—100cm土層，農(nóng)田土壤液態(tài)水貯存量依然最大。在出現(xiàn)最大值的時(shí)間上，農(nóng)田和防護(hù)林上層0—50 cm土壤液態(tài)水貯量4月初達(dá)到最大，即凍融后高于冬灌期；受冬灌影響，防護(hù)林50—100cm土層最大貯水量出現(xiàn)在12月初。農(nóng)田土壤貯水量在4月份略微增加，防護(hù)林液態(tài)水貯量在融化時(shí)達(dá)到最大值的時(shí)間相對滯后一些，荒漠在這一期間變化不大。對于農(nóng)田和防護(hù)林50—100cm土層，與表層土壤相比水熱變化趨勢相似。

圖5 研究區(qū)不同景觀單元0－100cm土壤貯水量動態(tài)變化

隨著土壤凍融期的結(jié)束，土壤液態(tài)貯水量逐漸增加。表明土壤溫度越高，土壤水分移動越頻繁，土壤中固態(tài)水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水的量越多，直至土壤完全融解。同時(shí)，在一定溫度的范圍內(nèi)，土壤水分固液氣三相處于一定的動態(tài)平衡中，土壤溫度低于0℃時(shí)，土壤水的遷移近乎停止，土壤水大部分以固態(tài)形式存在。此外，土壤水分和溫度并非兩個(gè)獨(dú)立的過程，土壤表層與大氣界面存在一定的交互效應(yīng)，這種效應(yīng)和土壤水汽通量共同引起了的土壤潛熱傳輸，最終導(dǎo)致了土壤的水熱耦合作用［34］。

4 結(jié)論

（1）在研究期間，綠洲—荒漠過渡帶3種景觀單元土壤都發(fā)生了明顯的凍融現(xiàn)象。土壤的凍融的過程可以分為凍結(jié)期、凍結(jié)穩(wěn)定期和融化期。在凍融過程中，凍結(jié)時(shí)從表層向下逐層進(jìn)行，而解凍時(shí)，表層和深層土壤同時(shí)向中間層進(jìn)行。土壤液態(tài)水含量、土壤溫度、土壤凍結(jié)深度和地下水位隨著凍融過程的發(fā)生而變化，各個(gè)要素的變化有很好的相關(guān)性。凍融過程可有效減小土壤水分蒸發(fā)和滲漏，“凍后聚墑”明顯，利于土壤水分保持，對來年植物生長具有重要作用。

（2）不同景觀單元凍融過程差異明顯，農(nóng)田凍結(jié)強(qiáng)度最大、林地其次，荒漠凍結(jié)強(qiáng)度最小。較強(qiáng)的土壤凍結(jié)強(qiáng)度表現(xiàn)為更低的土壤溫度、更深的凍結(jié)深度和更長的凍結(jié)時(shí)間。這主要是因?yàn)檗r(nóng)田和林地的初始土壤水分含量很高，導(dǎo)致土壤的導(dǎo)熱率要顯著高于荒漠，利于土壤熱量的傳遞。受地表覆蓋落葉的影響，林地土壤凍結(jié)和融化的時(shí)間要滯后于農(nóng)田，凍結(jié)強(qiáng)度也要弱于農(nóng)田。

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