膜下滴灌棉田冻融期土壤剖面水盐热分布动态

2021-12-06廖海栗现文陈俊英

排灌机械工程学报 2021年11期

廖海，栗现文，陈俊英*

(1. 西北农林科技大学水利与建筑工程学院，陕西杨凌 712100； 2. 西北农林科技大学旱区农业水土工程教育部重点实验室，陕西杨凌 712100)

冻融过程是中高纬度地区的一种非常普遍的自然现象.冻融对土壤的结构、容重、有机质的迁移都有着重要的影响[1-3].它伴随着物理、物理化学、力学的现象和子过程，主要包括水分、热量的传输、水分相变和盐分的积聚[4].冻土的形成改变了土壤的导水传热性能，直接影响水循环的下渗和蒸发等过程，同时也影响着微生物活动[5].据统计，全球70%的陆地面积存在冻土，其中14%为永久性冻土，56%为季节性冻土[6].在中国，季节性冻土面积占陆地面积的53.3%，主要分布在东北、华北及西北地区[7].因此对冻融过程进行研究具有重要意义，这也一直是科学界研究的热点.

迄今为止，已有诸多学者对冻融过程进行了研究.徐学祖等[8]对冻胀及盐胀等问题进行了室内试验研究，发现土壤冻胀及盐胀规律与土体初始含水量、干密度、初始浓度和降温速度等有关.通过室内冻融模拟试验，发现盐分会在土壤冻结边缘区集聚并且盐分的存在会减弱冻结过程中的水分迁移[9-10].在土壤冻结过程中，由于液态水冻结引起土壤负压梯度增大，导致液态水由温度高处向温度低处运移，而冻融过程中盐离子会不断沉积，由于存在着的少量液态水会继续沿着土壤颗粒之间的通道向上迁移，土壤中的盐分则随之向地表迁移富集[6,11-12].因此冻融过程中盐分的迁移是温度与水分等共同作用的结果[13].此外，许多研究者也在对冻融模型研究上取得了重要成果.冻土区水盐迁移模型试验和非饱和冻土中，温度、水分、盐分耦合模型研究发现温度、水分和盐分是一个相互耦合的过程[14-15].水流通量模型和人工神经网络在冻土上的应用，发现冻土通量模型能够有效地描述冻土中不同温度条件下水流通量特性而利用人工神经网络可对冻融土壤水盐耦合运移进行较好的精度的联合预测[4].

然而，以上冻融研究多基于模型和在室内控制条件下开展，田间试验相对较少.而对田间生育期微咸水灌溉后，非生育期冻融过程土壤水分、盐分和温度动态变化规律研究尚鲜有报道.文中通过采用Hydra系统对冻融期土壤液态水、电导率(可表征土壤盐分)和土壤温度进行监测，分析微咸水膜下滴灌棉田冻融期水盐运移特征，以期为干旱区制定合理的非生育期微咸水灌溉制度提供重要参考.

1 材料与方法

1.1 研究区概况

研究区位于新疆塔里木河流域巴音郭楞管理局水利科研所(灌溉试验站)，地理坐标：86°10′E，41°35′N，处于天山南麓塔里木盆地边缘孔雀河冲积平原带，地势平缓，海拔900 m左右；属暖温带大陆性荒漠气候，干旱少雨，蒸发强烈，昼夜温差大，年平均气温为11.5 ℃，最低气温为-30.9 ℃，最高气温为42.2 ℃.地下水埋深在1 m以下；灌溉用微咸地下水的矿化度为2.13～2.22 g/L.灌溉试验站土壤干容重为1.63 g/cm3，土壤颗粒组成：黏粒占7%，粉粒占46%及砂粒占47%.根据美国农业部土壤质地分类(USDA Soil Texture Caculator)[16]可知，灌溉试验站土壤以壤土为主.

1.2 试验方法

试验区采用一膜双管的微咸水的滴灌方式,见图1，图中h,L分别为土层深度、距宽行中心长度.棉田经春灌后，从播种至苗期(4月26日—6月9日)未进行灌水；蕾期至吐絮初期(蕾期 6月10日—6月25日，花铃前期6月26日—7月5日，花铃后期7月6日—8月24日，吐絮初期8月25日—9月8日)，地膜较为完整.全生育期微咸水，灌水间隔5 d，共计灌水15次，总灌水量为525 mm，用于试验的微咸水取自当地地下水，2012—2013年平均矿化度为1.99～2.01 g/L，pH值为6.9～7.2.冻结前，宽、窄、膜15，25和40 cm深度含水率大于0.11 cm3/cm3，而电导率则大于150 μS/cm.

图1 一膜双管的微咸水的滴灌方式示意图

选择一处典型土壤剖面，采用Hydra水分、温度、电导率测量系统(Stevens Water Monitoring System，Inc. Portland，USA)[17]监测宽行、窄行、膜间15，25和40 cm深度土壤水分、电导率和温度动态变化(在冻融期，Hydra可反映液态土壤水的电导率、含水率).在人工取样校准后，数据采集时间间隔为4 h，时间区段为凌晨12：00到次日20：00即1 d的数据个数为6个；监测剖面纵向深度为40 cm，横向长度为75 cm.气温数据取自Davis Vantage Pro2自动气象站(Davis Instruments，alifornia，SA)，数据采集时间间隔为1 h，时段长度为2012-11-23—2013-03-13.

1.3 数据处理

文中以K-15，K-25，K-40和Z-15，Z-25，Z-40以及M-15，M-25，M-40分别表示宽行、窄行和膜间位置15，25和40 cm土层深度.利用SPSS Statistics 19.0对水、盐和土壤温度数据做特征值和相关性分析，利用Sufer 8.0绘制不同要素剖面分布图.

2 结果与分析

2.1 冻融期气温和土壤温度动态变化

根据土壤温度动态变化，如图2所示，以土层温度处于0 ℃以下为节点，可将冻融过程分为冻结前期、冻结期和融解期3个时期.冻结前期(约2012-11-23—2012-12-04)，地表温度迅速降低并开始形成冻土层；冻结期(2011-12-05—2012-02-25)冻深逐渐向下扩展到最大位置；融解期(约2012-02-26—2013-03-13)冻土由最大冻结深度向上以及由地表向下逐渐解冻.

冻融过程中最低气温为-24.6 ℃，最高气温为21.1 ℃，气温随时间呈现先减小再逐渐稳定后又增大的变化.由图2可知，试验地从2012年11月下旬开始冻结到2013年2月下旬开始解冻，其中宽行、窄行和膜间不同深度温度变化规律基本一致，且土壤温度跟随气温变化，气温随时间具有非常强的波动性.2012-11-23到2013年2月初为降温阶段，宽行、窄行和膜间位置土壤温度均表现为随土层深度减小，土壤温度越小.由图2可知，在2月8日到2月25日期间宽行、窄行和膜间各土层温度变化曲线接近重合，即期间土壤温差最小，但这之后由于气温升幅大，土壤温度出现波动，表现为随土层深度减小，土壤温度越大.这表明了土壤温度受气温控制，并存在滞后效应，土层越深则滞后效应越强.

图2 冻融期不同位置和深度土壤温度变化

2.2 冻融期土壤水分动态变化过程

图3为冻融过程含水率θ变化图.由图可知，整个冻融过程宽行、窄行和膜间含水率动态变化规律一致.冻结开始时，土壤液态含水量随土壤深度增加则越大，其原因可能为地表蒸发加上气温降低(由0 ℃降到6 ℃左右)引起了土壤温度降低，使表层液态水部分以蒸发和结晶的形式减小了土壤液态水含量.由图3还可知，2012年12月下旬到2013年2月初为冻结期，2013年的2月下旬土壤开始解冻.在融解期表层土壤温度虽然逐渐升高(见图2)，但是冻结锋面会由于温度梯度的作用继续向土壤深层延伸，又因深层土壤温度的滞后效应，在融解期间会形成土层上下解冻而中间冻结的现象[4]，直到土壤完全解冻，消融过程才算完成.

图3 不同位置和深度土壤冻融期含水率动态变化

从图3可知，整个冻融过程中，宽行、窄行和膜间均存在含水率变化的突变点，这主要是因为土壤含水率受土壤温度影响，而土壤温度又随气温变化，导致含水率变化曲线同土壤温度变化曲线具有对应突升段.2013年2月初，突升段各深度土壤含水率为随土层深度增加则液态含水量减小：宽、窄行和膜间随土层深度增加，峰值分别为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处突升段宽、窄行各深度土壤含水率为随土层深度增加则液态含水量增大，峰值分别为0.17，0.18，0.19 cm3/cm3；膜间各土层深度含水率由大到小按土壤深度排序为M-40，M-15，M-25，而峰值大小分别为0.14，0.13，0.12 cm3/cm3.由图3还可知，在整个冻融过程中，宽行、窄行和膜间三者对应的液态含水率值由大到小按位置排序为宽行，窄行，膜间.

图4为冻结前、冻结期和溶解后土壤剖面含水率分布.由图知整个冻融过程中含水率变化规律基本一致，即含水率由宽行到窄行到膜间依次减小.此外，冻结期土壤液态水含量远小于冻结前和解冻后，并且在冻结前(见图4a)土壤30 cm深度以下且距离宽行中心35～70 cm区域内含水率保持稳定，而冻结(图4b)和解冻后(图4c)含水率保持稳定的区域与之相比较小.

图4 冻融期不同时间点土壤剖面含水率分布

2.3 冻融期土壤盐分动态变化过程

图5为冻融过程不同位置和深度的土壤电导率EC变化.由图2，3，5知，冻融期土壤盐分的动态变化与温度和水分的变化规律一致.整个冻融过程中，不同位置电导率由大到小按位置排序为宽行，窄行，膜间；随土壤深度增加，宽行、窄行和膜间电导率极差值介于180～490 μS/cm.

在冻结期(2012-11-23—2012-12-04)，不同深度土壤电导率随冻结时间延长而逐渐减小，这与土壤温度和液态含水率的变化规律一致.在溶解期(2012-02-25—2013-03-13)，由于气温升高则土壤温度随之升高而引起土壤中液态水含量增大，各土层电导率值也随之增大.由于电导率随含水率和土壤温度变化，整个冻融过程中也存在与含水率对应的2处突升段.由图5知2013年2月初，随土壤深度增加，电导率减小，随土壤深度增加，宽行、窄行和膜间电导率峰值分别为460，330，230 μS/cm；260，240，170 μS/cm；370，130，80 μS/cm.2013年2月末，第2处突升段宽行和窄行各土层深度电导率由大到小按土壤深度排序为K-25，K-40，K-15，峰值分别为600，460，420 μS/cm；Z-25，Z-40，Z-15的峰值分别为500，370，330 μS/cm；而膜间电导率随土壤深度增加而减小，峰值分别为310，240，110 μS/cm.

图5 不同位置和深度土壤冻融期电导率动态变化

图6为冻融期土层剖面电导率分布.由图可知覆膜区电导率大于膜间电导率，且从宽行到窄行再到膜间电导率依次减小且整个冻融过程中土壤电导率变化规律为先减小后增大.此外，冻结前(图6a)和解冻后(图6c)电导率稳定的区域较冻结(图6b)时大.

图6 冻融期不同时间点土壤剖面电导率分布

表1为冻融前后不同位置和深度的土壤含水率和电导率.由表可知干旱区膜下微咸水滴灌棉田在经历整个冻融期后，土壤40 cm深度范围内的电导率和液态含水率均有所增加，其中窄行25 cm深度电导率增加最大为80 μS/cm；含水率增值较小，大都为0.02 cm3/cm3.电导率值的增加意味着土壤返盐，这会对春耕有一定的影响.

表1 冻融前后不同位置和深度土壤含水率和电导率变化值

2.4 冻融期土壤水分、盐分和温度的相关关系

表2为整个冻融期土壤水分、电导率和温度(样本量都为666个)的两两相关关系分析.由表可知，在冻融过程中不同位置整个40 cm土层中土壤温度、液态水分和电导率两两之间以及电导率与土壤温度、液态水分之间存在着极强的正相关关系(P<0.01)，整体上，不同位置三者之间的两两相关性关系由大到小按位置排序为宽行，窄行，膜间.其中电导率与水分的相关关系最强，相关系数均在0.95以上.对冻融期不同位置土壤水分、电导率和土壤温度三者关系进行拟合，发现宽行、窄行和膜间电导率与含水率和土壤温度具有很强的多元一次函数关系，其R2值分别为0.94，0.90和0.95.

表2 土壤水分、电导率和温度相关关系

图7为冻融期土壤盐分、温度和液态水含量动态迁移变化过程.由图知冻融期过后，宽、窄行和膜间整个40 cm土层电导率较开始冻结时增大即土层含盐量增加，并且冻融前后电导率由大到小按位置排序为宽行，窄行，膜间.

随土层深度减小，土层电导率增量值逐渐减小，这是因为深层土壤向上迁移的含盐量会逐级减少地储存在各级土层中.研究发现，冻结和融化并不是重合的过程，而是在期间会出现分叉点，宽行、窄行和膜间随土壤深度增加，温度分叉点分别为-0.42，-1.05，-1.02；-1.30，-1.07，-1.00；-1.18，-1.05，-1.05 ℃，即分叉点出现在-1.00 ℃附近而并不是通常认为的0 ℃.

图7 不同处理下冻融期土壤水、热、盐的迁移特征

3 讨论

研究发现在冻结前期和冻结期，各土层温度大小关系为随土壤深度增加则土壤温度越小；而在融解期，各土层温度关系则与之相反.这是因为整个冻融过程中，土壤都在与外部环境之间存在着能量交换，各土层之间依靠着热量运动传递能量，但是随着土壤深度增加，土壤与环境之间的能量交换会逐渐减弱[18-19]，导致随土壤深度增加则其存在的滞后效应增强.研究还发现冻融过程中，温度、水分和盐分是一个相互耦合的过程，这与张殿发等[13]的研究结果一致.

研究还发现不同位置、不同深度土层含水率和电导率同步出现波峰现象.2013年2月初出现第1次突升，宽行、窄行和膜间随土层深度增加则含水率峰值分别为大于0.12，0.11和0.06 cm3/cm3，而电导率值则分别大于230，170，80 μS/cm；2013年2月末出现第2次突升，宽行、窄行和膜间不同深度含水率峰值大于0.12cm3/cm3，电导率峰值则大于110 μS/cm.其原因可能是冻结期土层温度处于零下，在土水势和温度梯度的双重作用下,水分会向冻结界面迁移,在冻结初期水分迁移量较小,但是当冻结深度达稳定后,冻结界面水分移动速度变缓,冻结界面处就会出现水分积累显著增加的现象.水分向冻结锋面的流动，引起盐分随之迁移，导致盐分也在土壤冻结层锋面处累积[20]；此外，该时段内气温值由负温增大到正温，土壤内的冰晶部分融化，加之蒸发量不断增加从而引起土壤水势降低，造成土壤水分向上迁移，引起土壤返盐积累[20-23].

研究中也存在一定的局限性.文中着重考虑了土壤中液态水分及其电导率得出的结果，而析出的盐晶体和冰晶体对冻融过程中水分盐分迁移，以及水分、盐分和温度三者之间关系的影响尚不明确.同时，本研究从剖面尺度对冻融期膜下滴灌棉田水盐运移的规律和机制进行了初步研究，其结论和成果还需进一步的田间试验和验证.