陈军锋，高旭光，杜 琦，薛 静，吕泽浩

(1.太原理工大学水利科学与工程学院，太原 030024；2.山西省水文水资源勘测局太谷均衡实验站，山西 太谷 030800)

0 前 言

中国北方干旱、半干旱地区大多属于季节性冻土分布区，冬春季节土壤经历冻结和融化过程[1]。在地下水浅埋区，季节性冻结与融化过程中潜水与土壤水发生剧烈的相互转化，不仅影响地下水位变化和水资源量的准确评价，而且易加剧土壤盐渍化。因此，研究冻融作用下浅埋潜水与土壤水的转化规律对于科学评价地下水资源和预防土壤盐渍化具有重要的理论指导意义。

地下水浅埋区的土壤水与地下水联系密切，土壤水向下入渗补给地下水与潜水蒸发补给土壤水的两者相互转化十分频繁。国外有关学者通过不同试验方法及数值模型相结合的方法，对地下水补给展开了一系列研究[2-4]。Scanlon等[5]利用氯离子质量平衡法对干旱和半干旱地区140个补给研究区在气候、土地利用与土地覆盖变化条件下的地下水补给量与补给速率的研究结果进行了综合分析。Jiménez-Martínez等[6]利用根区模型对西班牙东南部干旱和半干旱灌溉地区在特定灌溉制度下的地下水补给量进行了研究。中国学者针对潜水蒸发研究的试验方法[7-9]、影响因素[10-12]及数值模型计算[13-15]等方面进行了积极探索，取得了重要研究成果。为了精确获取潜水蒸发量数据及进行不同试验条件下的潜水蒸发模拟，学者们利用地中蒸渗仪进行了大量的野外试验研究[16,17]，但试验主要是在非冻结期进行的，而且受试验地区气象和仪器条件等的影响较为明显，研究结果存在较大差异。作为研究潜水蒸发过程的另一重要手段，潜水蒸发计算多采用经验公式的方法，而经验公式的建立是基于特定的区域自然条件，因此采用经验公式计算潜水蒸发量时常常需要考虑公式的适用性问题，针对各经验公式在不同地区的适用性问题，学者们进行了大量论证[18-21]。

潜水蒸发主要受土壤输水能力和外界大气蒸发能力的影响[22]，土壤输水能力与土壤质地密切相关，不同质地土壤中毛管孔隙结构和大小以及土壤颗粒大小存在显著差异，潜水蒸发量及潜水蒸发速率明显不同。关于土质对潜水蒸发影响的研究偏重于定性分析[23-25]，土壤质地与潜水蒸发的定量研究成果较为薄弱。冻结作用下，潜水蒸发受冻结气温和土壤粒径影响[26]，通过连续3个冻融期的蒸渗仪观测数据，陈军锋分析了不同土壤质地的潜水与土壤水转化的影响，但未对土壤质地的影响进行定量化分析[27]。基于此，通过室内人为控制恒定冻结气温，利用马氏瓶恒定水头供水原理控制恒定潜水埋深，对冻融作用下5种均质粒径土壤的潜水与土壤水转化规律进行了研究，并定量分析了土壤冻结过程中土壤粒径与潜水蒸发量的关系。

1 试验方法

1.1 试验装置

浅埋潜水与土壤水转化的室内冻融模拟试验装置主要由制冷装置、保温模拟池、气温监测系统、土柱及定水头供水系统组成。图1为潜水与土壤水转化冻融试验装置结构示意图。

图1 试验装置结构示意图

制冷装置为由海尔BC/BD-388A冰柜改造的数控制冷装置，温度控制精度为0.1 ℃。气温监测系统采用Cos-02-0 USB 型温湿度记录仪自动监测记录冻结气温变化。模拟池由中间填充聚氨酯材料的PVC塑料板加工而成，厚度为5 cm，池内尺寸为123 cm×44 cm×97.5 cm(长×宽×高)；模拟池上部加盖厚度10 cm的泡膜隔热板，阻断冷空气影响保温模拟池土柱。土柱高110 cm，内径16 cm，由壁厚为3 mm的有机玻璃管制成，土柱外部用2.5 cm厚的保温材料进行包扎保温处理，防止与外界环境进行热交换。定水头供水装置利用马氏瓶恒定水头供水原理保持潜水位恒定。

1.2 试验土样

试验土样取自山西省晋中盆地的山西省水文水资源勘测局太谷均衡实验站和附近代表性土样，通过室内标准筛子进行筛分，设置了5种粒级范围的均质粒径土样，分别是0.1～0.5 mm(d50=0.3 mm)、0.5～1.0 mm(d50=0.75 mm)、1.0～1.5 mm(d50=1.25 mm)、1.5～2.0 mm(d50=1.75 mm)和2.0～2.5 mm(d50=2.25 mm)，土样主要物理参数见表1。5种土样按设计容重1.5 g/cm3分别进行土柱填装，依次为A土柱、B土柱、C土柱、D土柱和E土柱，土柱底部铺设10 cm厚度的石英砂作为反滤层，土柱下端与定水头供水系统连接。

表1 试验土样主要物理参数

1.3 试验方案

土柱填装完成后，为确保土体的连续均匀，将土柱在室温条件下静置2 d后开始定水头供水系统补水，为消除某些溶质离子对试验结果的影响，定水头供水系统采用蒸馏水补给供水。在室温条件下供水7 d后，土壤剖面的水分达到稳定状态，之后进行冻融试验。

室内冻融试验历时75 d，冻结过程中依次按-10、-20和-25 ℃ 3种恒定冻结气温进行持续冻结，当潜水蒸发量小于0.1 mm/d时调节冻结温度，冻结过程总计62 d，具体冻结气温变化见图2。在恒定冻结气温为-10 ℃的冻结条件下，冻结至第26 d时5种粒径土柱的马氏瓶水量均达到稳定状态，此时，调节冻结气温至-20 ℃继续恒温冻结，第54 d时达到新的稳定状态，继续降低冻结气温至-25 ℃，在第62 d时马氏瓶水量重新达到稳定状态，冻结过程结束。之后土柱在室内自然环境下消融，第66 d制冷装置内的气温为0 ℃。消融过程第13 d时，潜水回补量为0，消融过程结束。

图2 冻结与消融过程中制冷装置内气温变化曲线

在距地表15 cm处设置温度传感器监测制冷装置内的气温变化过程，监测频率为5 min/次。潜水蒸发量由标有刻度尺的马氏瓶(精度为1 mm)内水量下降高度测定，监测频率为2 h/次；土壤水对潜水的补给量由接渗瓶(精度为1 mL)中的水量增加量测定，监测频率为2 h/次，二者均换算为单位土柱断面面积对应的水量高度。

2 结果与分析

2.1 土壤粒径对土壤温度影响

冻融过程中，土壤温度变化受导热系数的影响，土壤含水率、干容重及土壤粒径大小均会影响土壤的导热系数，5种粒径土壤的干容重和含水率相差较小，所以土壤粒径大小成为影响土壤导热系数的决定性因素。土壤粒径越大，土壤的孔隙度越小，导热系数就越大，在相同的外界气温变化条件下，土壤温度变化越快。图3为冻融过程中5 cm处的土壤温度变化曲线，可见，冻结过程中，土壤粒径越大，土壤温度降幅越大，土壤冻结稳定时的温度越低，-10 ℃恒温冻结第26 d时，A、B、C、D和E土柱的土壤温度分别为2.58、1.58、1.08、0.25和-0.73℃；冻结结束时(冻结第62d)，A、B、C、D和E土柱温度达到稳定，土壤温度分别为-1.79、-3.46、-5.22、-7.37和-8.85 ℃，较冻结开始时的温度分别下降25.75、27.42、29.10、31.39和32.69 ℃。

消融的0～4 d，虽然制冷装置内气温逐渐升高，但气温仍然在0 ℃以下，此时的温度变化很小。当气温上升到0 ℃以上时，温度梯度增大，土壤剖面温度迅速升高，土壤粒径越大，土壤温度升高的越快，温度升高幅度越大，消融5～9 d时，A、B、C、D和E土柱的温度升高幅度分别为20.94、22.56、23.38、25.66和26.93 ℃。消融第10 d后，D土柱和E土柱的土壤温度增幅小于0.5 /d，逐渐达到稳定状态，而土柱A、土柱B和土柱C在第11～12 d时逐渐达到稳定状态，较土柱D和土柱E推迟1～2 d。可见，消融阶段，土壤粒径越大，土壤剖面温度越早达到稳定。

图3 冻融过程中土壤温度变化曲线

2.2 冻结过程中潜水蒸发量变化特征

2.2.1 冻结气温对潜水蒸发量的影响

冻结过程中，冻结气温变化对土壤剖面温度梯度有重要影响，土壤剖面温度梯度是水分迁移的重要驱动力。冻结过程中累积潜水蒸发量变化曲线见图4。在-10 ℃冻结气温条件下，5个土柱的累积潜水蒸发量在第21～26 d时逐渐达到稳定状态，累积潜水蒸发量变化曲线的斜率逐渐变缓，潜水蒸发速率减小。-10 ℃恒温冻结第26 d时，A、B、C、D和E土柱的累积潜水蒸发量分别为19.61、15.62、13.34、10.61和6.34 mm。冻结气温降至-20 ℃后，随着土壤温度的降低，土壤剖面温度梯度增大，潜水蒸发速率较降温前明显加快，累积潜水蒸发量继续增加，在-20 ℃恒温冻结28 d后，潜水蒸发量达到新的稳定状态，此时A、B、C、D和E土柱的累积潜水蒸发量较降温前分别增加了14.69、12.94、12.29、8.69和9.02 mm。当冻结气温降低至-25 ℃时，土壤剖面温度的降幅较小，在土水势梯度作用下，累积潜水蒸发量增加幅度明显减小。

图4 冻结过程中累积潜水蒸发量变化曲线

2.2.2 土壤粒径对潜水蒸发量的影响

冻结过程中，由于潜水蒸发是通过毛细管向土壤剖面输送水分，因此潜水蒸发能力受毛细水上升高度和毛细管输水能力双重作用的控制。在粒径较小的土壤中，土壤孔隙直径小，水分迁移速率慢，但毛细作用力强，水分迁移量大；在粒径较大的土壤中则与之相反，水分迁移速率快，但迁移量小。

由图4可知，冻结0～5 d时，土壤粒径越大，潜水蒸发速率越快，A、B、C、D和E土柱潜水蒸发速率分别为0.15、0.20、0.24、0.29和0.34 mm/d。随着冻结时间增加，土壤孔隙逐渐被冰充填，土壤输水能力对潜水蒸发的影响减弱，毛细作用对潜水蒸发的影响增强。冻结第9 d以后，累积潜水蒸发量随土壤粒径增大而减小。冻结结束时，A、B、C、D和E土柱的最大累积潜水蒸发量分别为35.93、29.85、26.67、20.05和15.93 mm。

对冻结过程中累积潜水蒸发量与土壤平均粒径进行回归分析，结果表明冻结过程中累积潜水蒸发量与土壤平均粒径具有较好的指数相关性，二者符合如下关系：

Q=aeb d50

式中：Q为累积潜水蒸发量，mm；d50为土壤平均粒径，mm；a、b为回归系数，与土壤粒径有关。

图5为冻结过程中-10、-20和-25 ℃恒温冻结末的累积潜水蒸发量与土壤平均粒径的拟合曲线图。对累积潜水蒸发量与土壤平均粒径的拟合曲线进行回归分析，结果见表2。在给定显著性水平α=5%条件下，F0.05(p，n-p-1)=F0.05(1，3)=10.13，由表2的方差分析结果可知，3个恒定冻结气温条件下的F值均大于10.13，说明方程回归显著；指数函数拟合方程的相关系数R2大于0.95，表明冻结过程中累积潜水蒸发量随土壤平均粒径的变化规律可较好地用上述回归模型表征。回归系数a随冻结气温降低逐渐增大，而b的绝对值减小，表明随着冻结气温的降低，土壤水分相变程度增大，土壤孔隙大部分被冰充填，土壤粒径对潜水蒸发量的影响减弱。

图5 累积潜水蒸发量与土壤平均粒径拟合曲线

表2 回归方程显著性检验方差分析结果表

2.3 粒径对潜水回补量的影响

土壤粒径大小决定了土壤的导水能力和持水特性，对消融解冻过程土壤水向潜水的回补量和回补速率产生重要影响。消融过程中，A、B、C、D和E土柱的累积潜水回补量随消融时间的变化曲线见图6。消融0～5 d，粒径越大，土柱中潜水回补速率越快，A、B、C、D和E土柱潜水回补速率分别为0.58、0.75、0.98、1.17和1.24 mm/d，这是因为土壤粒径越大，土壤孔隙直径越大，土壤的导水能力越强；此外，消融阶段土壤粒径越大，土壤温度上升越快，有利于冻层消融水向潜水快速迁移转化；而在粒径较小的土壤中，土颗粒的比表面积大，土壤持水能力强，释水能力弱，冻层融水向潜水迁移转化的速率慢。

随着消融时间增加，消融第7～10 d时，粒径较大土柱中的累积潜水回补量变化曲线的斜率变缓，即累积潜水回补量随土壤粒径增大而减小，土柱D和土柱E在消融第10 d后的日均潜水回补量趋向于0。而粒径较小的A土柱和B土柱中累积潜水回补量则继续增加，第12 d时逐渐达到稳定状态。消融结束时，最大累积潜水回补量随土壤粒径增大而减小，A、B、C、D和E土柱最大累积潜水回补量分别为25.75、21.78、19.61、15.59和12.67 mm。

图6 消融阶段不同粒径土柱累积潜水回补量变化曲线

3 结 论

(1)冻结过程中，土壤粒径越大，土壤温度降幅越大，土壤冻结稳定时的温度越低。消融阶段，土壤粒径越大，土壤温度升高的越快，温度升高幅度越大，土壤剖面温度越早达到稳定。

(2)冻结0～5 d时，土壤粒径越大，潜水蒸发速率越快，A、B、C、D和E土柱潜水蒸发速率分别为0.15、0.20、0.24、0.29和0.34 mm/d。冻结第9 d以后，累积潜水蒸发量随土壤粒径增大而减小。冻结阶段A、B、C、D和E土柱的最大累积潜水蒸发量分别为35.93、29.85、26.67、20.05和15.93 mm，冻结过程中累积潜水蒸发量随土壤粒径增大呈指数型递减，随着冻结气温的降低，土壤粒径对潜水蒸发量的影响减弱。

(3)消融0～5 d，粒径越大，土柱中潜水回补速率越快，A、B、C、D和E土柱潜水回补速率分别为0.58、0.75、0.98、1.17和1.24mm/d。随着消融时间增加，土壤粒径越大，土柱中潜水回补量越早达到稳定，累积潜水回补量随土壤粒径增大而减小。消融结束时，A、B、C、D和E土柱最大累积潜水回补量分别为25.75、21.78、19.61、15.59和12.67 mm。