單小琴，鄭秀清，陳軍鋒，薛 靜

(太原理工大學(xué)水利科學(xué)與工程學(xué)院，太原 030024)

0 引 言

我國季節(jié)性凍土主要分布在東北、西北以及華北地區(qū)，且大多屬于干旱、半干旱的水資源匱乏區(qū)。為了緩解水資源的日益短缺和提高農(nóng)作物產(chǎn)量，東北、西北以及華北地區(qū)大面積推廣冬灌以提高翌年土壤底墑[1]。土壤的凍融過程，實(shí)際上是水分固液組分的轉(zhuǎn)化，水分在土水勢梯度作用下不斷從未凍區(qū)向凍結(jié)區(qū)遷移[2]。凍土中水分運(yùn)動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力為土水勢，同時(shí)溫度梯度亦會(huì)引起水分運(yùn)動(dòng)[3]。實(shí)施冬灌后，外界過冷的水分加入，打破原系統(tǒng)內(nèi)部水熱平衡狀態(tài)，季節(jié)凍融作用對土壤剖面水分進(jìn)行再分布。灌溉水有效增加了土壤儲(chǔ)水量，土壤含水率越高，比熱容量越大，土壤增溫和冷卻也就愈緩慢[4,5]。由于土壤水中所含溶質(zhì)使土壤水的勢能所發(fā)生的能量變化—溶質(zhì)勢，土壤水溶質(zhì)中的溶質(zhì)離子和水分之間存在著吸引力，土壤施肥后顯著增加了溶質(zhì)的濃度[6]，溶質(zhì)勢梯度對土壤水分的遷移和轉(zhuǎn)化有一定的影響，打破了原土壤水分輸出和輸入系統(tǒng)，降低了土壤的滲透性，土壤導(dǎo)水率減小。土壤溫度是影響土壤養(yǎng)分和農(nóng)業(yè)產(chǎn)量的主要因素，是反映土壤熱狀況的重要指標(biāo)[7]。研究季節(jié)性凍融期土壤溫度的時(shí)空變化，對于指導(dǎo)翌年春季作物的種植具有非常重要的意義。

目前，國內(nèi)外關(guān)于凍融期灌水對土壤中水分、鹽分和農(nóng)作物生長以及產(chǎn)量等方面的研究較為詳盡[8-13]，但是關(guān)于凍融期不同灌水量和氮素耦合對土壤溫度時(shí)空變化研究較少。本文以山西省晉中市東陽鎮(zhèn)山西省農(nóng)科院為試驗(yàn)基地，進(jìn)行了3個(gè)施肥量、兩個(gè)灌水量地塊的田間系列試驗(yàn)，采用Excel、Origin8.0、灰色系統(tǒng)理論等方法分析不同水氮量組合下非飽和凍融土壤介質(zhì)中土壤溫度的時(shí)空變化規(guī)律，為我國北方水肥一體化灌溉地區(qū)確定冬春灌溉技術(shù)參數(shù)、土壤水肥資源量的有效利用提供理論支持。

1 試驗(yàn)條件及方法

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)于2013年11月10日至2014年3月22日在山西省晉中市榆次區(qū)的東陽試驗(yàn)區(qū)進(jìn)行，試驗(yàn)區(qū)面積為167 hm2，海拔799.4～804.6 m，地貌屬于沖洪積平原區(qū)，土壤類型為壤質(zhì)黏土，耕作層深度約20 cm。試驗(yàn)田塊于11月下旬初凍，隨著氣溫的持續(xù)降低和負(fù)積溫的累積，12月底土壤開始快速凍結(jié)，凍層厚度穩(wěn)定增加，1月中旬土壤穩(wěn)定凍結(jié)，凍土受上部太陽輻射及底部地?zé)嶙饔茫瑑鰧佑?月中旬開始雙向解凍，3月底凍層全部融通。根據(jù)試驗(yàn)期裸地凍結(jié)與融化過程，將整個(gè)凍融期分為不穩(wěn)定凍結(jié)期(11月10日-12月8日)、穩(wěn)定凍結(jié)前期(12月9日-1月19日)、穩(wěn)定凍結(jié)后期(1月20日-2月27日)和消融期(2月28日-3月22日)4個(gè)階段，土壤最大凍結(jié)深度為60 cm，整個(gè)凍融期歷時(shí)125 d左右。

1.2 試驗(yàn)方案及方法

試驗(yàn)田均為深耕休閑地，將試驗(yàn)地塊用30 cm高50 cm寬的土埂分割為4 m×4 m的試驗(yàn)小區(qū)，小區(qū)之間的間距為1.5 m。本次試驗(yàn)設(shè)置了3個(gè)施肥水平、兩個(gè)灌水量組成6種水肥灌溉組合，與未灌水肥地塊形成對照，各處理均設(shè)2個(gè)重復(fù)，共設(shè)置14個(gè)試驗(yàn)小區(qū)，在試驗(yàn)田內(nèi)隨機(jī)排列，灌水施肥設(shè)計(jì)具體見表1。試驗(yàn)地塊于地表封凍前統(tǒng)一進(jìn)行灌水，冬灌時(shí)間為2013年10月20日。根據(jù)各地塊所需灌水量和施肥量，將適量肥料于水桶內(nèi)溶解配備成溶液，水肥灌溉一次性同時(shí)由地塊引水口處均勻施入大田。灌水后土壤剖面含水率在水氮耦合作用下經(jīng)歷一段時(shí)間后重新分布，水分相變及土壤中未凍水通量使水氮量組合下的土壤剖面溫度重新分布。試驗(yàn)田地溫采用熱敏電阻測定，測定深度為0、10、20、30、40、50、60、70、90、120和150 cm。選取凍融期不同凍融階段典型時(shí)間點(diǎn)進(jìn)行取樣，取樣日期為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，整個(gè)凍融期共采集11次，采集時(shí)間為8∶00-10∶00。

表1 水氮量組合設(shè)計(jì)Tab.1 Combination design of water and nitrogen

2 試驗(yàn)結(jié)果與分析

2.1 季節(jié)性凍融期不同水氮量組合下土壤溫度動(dòng)態(tài)

圖1為凍融期不同水氮量組合下0～90 cm土壤溫度的動(dòng)態(tài)變化曲線。土壤熱特性和地氣間熱交換是影響土壤溫度變化的主要因素，近地表處土壤溫度受氣溫的影響強(qiáng)烈，整個(gè)凍融期0～20 cm地溫在變幅較大且變化趨勢基本一致。

灌水定額的影響主要表現(xiàn)在灌溉后較短時(shí)間內(nèi)，地表尤其顯著，灌水肥后各地塊0 cm處土壤含水率為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導(dǎo)溫系數(shù)增大，從而促進(jìn)了土氣之間熱交換，凍融期冬灌不利于土壤表層儲(chǔ)藏?zé)崃?。由圖1(a)可知，不同水氮量組合下，整個(gè)凍融期灌水肥地塊0 cm處土壤溫度較未灌水地塊總體上降低，N500W375較N0W0低4.89 ℃，出現(xiàn)在11月3日；N300W375較N0W0低7.09 ℃，出現(xiàn)在11月3日；N100W375較N0W0低9.61 ℃，出現(xiàn)在12月1日；N500W750較N0W0低9.89 ℃，出現(xiàn)在12月1日；N300W750較N0W0低10.60 ℃，出現(xiàn)在12月1日；N100W7500較N0W0低3.88 ℃，出現(xiàn)在3月1日。12月22日灌水肥地塊地溫均最低，穩(wěn)定凍結(jié)期土壤溫度在水平方向上脈沖式降低，呈現(xiàn)“高-低-高-低”變化趨勢。3月1日各處理在0 cm處地溫升高至最大，其中N500W375和N300W375最大地溫，分別為18.55和20.72 ℃，分別是N0W0的1.20和1.08倍，其他處理土壤溫度與N0W0相差甚微，說明W750下含水率越高，土壤溫度升降需吸收更多的熱量，W375下土層對水分的吸持作用差，且施肥量愈大表層土壤密實(shí)度愈大，導(dǎo)溫系數(shù)愈大。由表2可見，N100、N300和N500在低灌水W375與N0W0間0 cm土壤溫度的絕對灰色關(guān)聯(lián)度為0.869～0.964，高于高灌水W750(0.791～0.977)，說明多肥少水有利于消融期0 cm土壤積蓄熱量。

圖1 凍融期不同水氮量組合下各土層土壤溫度動(dòng)態(tài)變化Fig.1 the dynamic of soil temperature in different soil layers under under different irrigation-nitrogen models during freezing - thawing period

表2 各處理地塊與N0W0之間土壤溫度的絕對關(guān)聯(lián)度Tab.2 absolute correlation degree of soil temperature between different treatment plots and N0W0

如圖1(b)～圖1(c)所示，地溫對氣溫的敏感程度隨土壤深度的增加而減弱，灌水肥地塊10～20 cm地溫在整個(gè)凍融期較N0W0高，灌水肥增溫效應(yīng)隨深度增加而漸強(qiáng)。如圖1(b)所示，不穩(wěn)定凍結(jié)期11月3日，地溫受蒸發(fā)潛熱的影響，N0W0在10 cm處地溫較各處理地塊高0.37～2.98 ℃；進(jìn)入穩(wěn)定凍結(jié)前期以后，土壤孔隙由微孔隙取代，微孔隙易被水填充，水凝結(jié)成冰，致使土壤的導(dǎo)熱系數(shù)增大，減弱了朝上的溫度梯度，灌水肥各處理地塊在10 cm處地溫較N0W0平均增加了0.47～1.97 ℃。消融期，太陽輻射強(qiáng)度的增加促進(jìn)了土壤中熱儲(chǔ)藏量上升，各處理地溫在3月1日出現(xiàn)了極值，在3.12～7.12 ℃范圍內(nèi)變化。如圖1(c)所示，灌水肥地塊和N0W0在20 cm處地溫變幅較10 cm小，各處理在10 cm處土壤平均溫度為-1.57～0.73 ℃，20 cm處為0.34～1.77 ℃，各處理在20 cm處平均地溫較10 cm高0.58～2.93 ℃。同時(shí)灌水肥地塊與N0W0間20 cm地溫的絕對灰色關(guān)聯(lián)度為(0.847～0.857)高于10 cm(0.890～0.942)，說明灌水肥增溫效應(yīng)隨土壤深度的加深而增大。融化期，地溫隨時(shí)程呈線性增加的態(tài)勢，3月16日各處理地塊土壤溫度相差很小。

如圖1(d)～圖1(g)所示，隨土壤深度的加深，地溫受氣溫影響減弱，各處理地塊在30～90 cm處土壤溫度變化平緩，1月1日至2月16日地溫基本保持恒定。灌水肥地塊對30～90 cm土層的増溫效果尤以N100W375、N300W375和N500W750較佳，說明水肥灌溉對土層的増溫作用并不隨灌水施肥量增減而單調(diào)變化，而是水肥耦合下共同影響地溫的變化。同時(shí)灌水肥地塊與N0W0間30～90 cm地溫的絕對灰色關(guān)聯(lián)度為(0.960～0.995)，說明水氮量組合對30 cm以下土壤溫度時(shí)程動(dòng)態(tài)影響微弱。

2.2 季節(jié)性凍融期不同水氮量組合下土壤溫度的空間分布

圖2為季節(jié)性凍融期不同水氮量組合下土壤剖面溫度圖，在垂直方向上土壤溫度呈現(xiàn)“高-低-高”分布趨勢。如圖2(a)所示，不穩(wěn)定凍結(jié)期各處理地塊在10 cm處形成發(fā)散型零通量面，土壤溫度出現(xiàn)了極小值。 N500W375、N300W375、N100W375、N500W750、N300W750、N100W750和N0W0地溫的極小值分別為2.62、4.02、4.65、5.11、5.13、4.55和3.91 ℃。10月20日實(shí)施水肥灌溉后，0～10 cm土壤含水率受凍結(jié)形成的基質(zhì)勢梯度驅(qū)動(dòng)向下入滲，10 cm處土壤含水率不同程度的增加。由于土壤的導(dǎo)熱系數(shù)隨土壤含水率升高而增大，灌水后增強(qiáng)了地氣間熱交換，未凍期灌水不益于土壤儲(chǔ)藏?zé)崃俊?0～150 cm內(nèi)地溫隨土壤深度增加而增加，灌水后土壤導(dǎo)溫系數(shù)增大，土壤消除土層間溫差能力也逐漸提高。由表3可見，0～30 cm土壤平均溫度在W750下高于N0W0，而W375對土壤溫度沒有提升作用。N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地溫分別為7.45、7.73和7.72 ℃，是N0W0的1.08～1.12倍；在W750下分別為8.64、7.57和8.99 ℃，是N0W0的1.10～1.31倍，說明未凍期30～60 cm地溫隨水肥量增加而愈明顯。

圖2 各凍融階段不同水氮量組合下土壤剖面溫度Fig.2 Soil profile temperature at different freezing and thawing stages under different combinations of water and nitrogen

圖2(b)為穩(wěn)定凍結(jié)前期土壤剖面溫度展布圖。初凍期凍層厚度穩(wěn)定向下發(fā)展，土壤中的含冰量逐漸增加，此階段凍層作為入滲水流的控制界面。N500W375、N300W375、N100W375、N500W750、N300W750、N100W750和N0W0在 0 cm處土壤含水率連續(xù)損耗于蒸發(fā)作用由未凍期的6.37%～16.70%削減至初凍期的3.58%～4.60%，受土水勢梯度驅(qū)動(dòng)0～30 cm土壤含水率向上補(bǔ)給，含水率沿土壤剖面垂向遞增。0～30 cm土壤含水率減小，土壤的導(dǎo)溫系數(shù)減小，導(dǎo)溫率較低。由于溫度傳導(dǎo)較慢，因而0～30 cm土壤溫度升降明顯變化大，30～150 cm土壤溫度升降微弱變化小。由表3可知，N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地溫分別為-0.65、-0.19和-0.36 ℃，是N0W0的0.15～0.50 倍；在W750下分別為-0.60、-0.44和0.77 ℃，是N0W0的0.05～0.59倍，說明初凍期30～60 cm地溫整體隨施肥量增加而升高。

圖2(c)為穩(wěn)定凍結(jié)后期土壤溫度展布，隨著氣溫的回升，積雪融水迂回下滲，傾覆前期0～20 cm土壤含水率自上而下逐漸增加，地表含水率增加尤為顯著。由于凍層的隔水作用，20 cm以下土壤含水率并未受到積雪融水補(bǔ)給。各處理在0 cm處土壤含水率由初凍期的3.58%～4.60%增加至凍結(jié)后期的6.24%～13.56%。地表土壤含水率越大，土壤熱傳導(dǎo)速度越快，從而灌水施肥促進(jìn)了地表與大氣之間熱量交換，0～20 cm地溫仍處于較低水平。如圖2所示，未凍期各處理在30～150 cm土壤溫度為4.78～14.93 ℃，初凍期地溫為-3.30～8.35 ℃，凍結(jié)后期地溫為-2.68～6.65 ℃。由于土壤熱容量隨含水率增加而增大，土壤熱儲(chǔ)藏量向大氣逸散困難，使得0～20 cm凍結(jié)后期的地溫比初凍期降低平緩。隨著凍結(jié)作用持續(xù)增強(qiáng)，土壤凍結(jié)深度不斷增加至最大，水分凝結(jié)成冰釋放熱量，放出熱量由土壤負(fù)積溫消耗，隨著土深的加深，負(fù)積溫消耗也持續(xù)增加。由表4可見，N100、N300和N500在W375下30～60 cm平均地溫分別為-0.85、-0.24和-0.29 ℃，是N0W0的0.17～0.60倍；在W750下分別為-0.18、-0.60和0.60 ℃，是N0W0的0.13～0.42倍，說明凍結(jié)后期30～60 cm高灌處理土壤增溫作用更好。

表3 不穩(wěn)定凍結(jié)期和穩(wěn)定凍結(jié)前期不同水氮量組合下土壤平均溫度 ℃

表4 穩(wěn)定凍結(jié)后期和消融期不同水氮量組合下土壤平均溫度 ℃

消融期，隨著氣溫進(jìn)一步回升，地表融化層逐漸加厚，灌水促進(jìn)了地表凍層的消融。如圖2(d)所示，消融期各處理地塊在10 cm處形成發(fā)散型零通量面，地表土壤溫度增加為6.27～15.44 ℃。0～10 cm土壤蒸發(fā)作用強(qiáng)烈，土體愈干燥，比熱容量愈小，地溫對外界氣溫的敏感程度增大，使得地溫的變異性增加尤其以0～30 cm最為明顯。各處理0 cm處土壤溫度變化范圍為6.27～15.44 ℃，10 cm處為2.88～4.21 ℃，20 cm處為2.74～4.07 ℃，30 cm處為1.36～3.39 ℃，地溫的變幅隨土壤深度的增加逐漸減小。30～150 cm地溫隨土壤深度增加呈線性變化。由表4可知，灌水后N300和N500在W375下0～30 cm土層明顯高于N0W0土壤溫度，W750對土層幾乎沒有增溫作用。同時(shí)灌水施肥對30～150 cm土層地溫有顯著的增溫作用，其中灌水N300和N500處理增溫效果較佳，其次N100在W750下對30～150 cm土層增溫效果也較好。

3 結(jié) 語

(1)不穩(wěn)定凍結(jié)期，灌水施肥地塊加強(qiáng)了地氣間水熱交換， 0～10 cm土壤溫度處于較低值，20～150 cm土壤溫度隨土壤深度線性增加。穩(wěn)定凍結(jié)前期，灌水施肥地塊土壤剖面溫度較未凍期大幅度降低，凍層作為入滲水流的控制界面。土壤導(dǎo)溫率降低，0～30 cm地溫升降明顯且變化大，30～150 cm地溫變化較小。

(2)凍結(jié)后期0～20 cm地溫較初凍期變化平緩，30～150 cm地溫與土壤深度呈線性正相關(guān)，隨土壤深度的加大而增加。消融期，土壤比熱容量減小，地溫對外界氣溫敏感程度增大，0～30 cm地溫變異性增加。凍層雙向消融，中間未融凍層阻礙上層融水入滲補(bǔ)給，30～150 cm土壤導(dǎo)熱系數(shù)隨土深的加大變化微弱，土壤溫度變化較小。

(3)各處理表土層(0～20 cm)地溫在整個(gè)凍融期波動(dòng)幅度較大，灌水施肥地塊0 cm處地溫較N0W0低，地溫對氣溫敏感程度隨土壤深度的加深逐漸減弱，30～90 cm地溫變化平緩。整個(gè)凍融期0～30 cm土壤平均溫度在W750下高于N0W0，而W375對土壤溫度沒有提升作用；30～150 cm地溫并非隨水肥量單調(diào)增加而升高，N300W375和N500W750對30～150 cm土壤増溫效果較佳，且灌水量愈高増溫效果愈明顯。同時(shí)灌水施肥地塊0～20 cm地溫與N0W0絕對灰色關(guān)聯(lián)度(0.791～0.977)高于30～90 cm(0.960～0.995)，水氮量組合對0～20 cm土壤溫度影響較大，對30 cm以下影響微弱。

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