冬灌對凍融期干旱區荒漠綠洲農田土壤水熱狀況的影響

李 晶，何志斌，杜 軍，陳龍飛，藺鵬飛，朱 喜，房 舒，趙敏敏，田全彥

（1. 中國科學院西北生態環境資源研究院臨澤內陸河流域研究站，中國科學院內陸河流域生態水文重點實驗室，蘭州 730000；2. 中國科學院大學，北京 100049）

0 引 言

中國季節性凍土面積占陸地面積的53.3%，主要分布在干旱、半干旱水資源短缺的東北、華北及西北地區[1]。在全球氣候變化背景下，季節性凍土的變化不僅會通過土壤水熱平衡反饋到區域乃至全球氣候系統，同時也會影響陸地生態系統的物候、生產力、保水能力等[2]。凍融作用可有效抑制土壤熱量散失、減少蒸發量、增加土壤墑情[3]，對緩解農田土壤水資源短缺及促進作物生長具有積極的作用；反復的凍融交替可顯著改善土壤結構、增加表層土壤鹽分的積累、改變生物活性和腐殖質的濃度[4]，在一定程度上影響著作物的生長發育。同時，人為干擾因素對土壤的凍融過程及土壤水熱環境的變化具有重要的影響，如冬灌可緩沖土壤溫度的劇烈變化，延緩土壤凍結時間[5]。

土壤水分作為生態系統中能量和物質循環的主要載體，是決定生態系統結構與功能的關鍵因子[6]，尤其對于干旱、半干旱地區是影響其系統生產力的重要生態組成部分，而土壤的凍融循環必然會伴隨著土壤水分傳遞過程。同時，土壤水作為地表水和地下水的聯系紐帶，在地下水轉化和消耗過程中起十分重要的作用，凍融期地下水能得到一次集中補給，凍融期地下水補給量及其補給特點與非凍結期有顯著差異[7]。由此可見，季節性土壤凍融循環過程是地氣系統能水循環的重要環節，與地表活動層能量平衡密切相關。因此，研究凍融期土壤水分分布規律對準確評價凍融期土壤水資源具有重要現實意義。

黑河流域是中國的第二大內陸河流域，是典型的灌溉農業綠洲區，綠洲和荒漠兩大景觀單元鑲嵌分布且相互影響，具有景觀格局復雜、土地利用多樣化的特征。近幾十年來，隨著經濟迅速發展和人口急劇增長，干旱地區大面積的荒漠開墾為新農田，提高了干旱區的總體生產力和承載力。但由于荒漠土壤開墾及隨后的農業利用，必然會導致土壤性狀和生態過程隨開墾年限而發生顯著變化，因而干旱區邊緣綠洲農田土壤結構、土壤物理性質以及凍融期土壤水熱特征仍然需要開展詳實的相關研究。目前，凍融期土壤水熱的研究大多是從農業生產角度揭示越冬期土壤凍融過程中水分、鹽分和溫度遷移特征[8-9]，而針對冬灌引起農田水熱變化和深層滲漏的研究仍顯不足。因此，本文立足黑河中游綠洲灌溉農業區，以荒漠綠洲過渡帶開墾年限不足20 a的新墾沙地農田土壤（灌耕風沙土）[10]及綠洲區開墾年限大于50 a的老綠洲農田土壤（灌耕灰棕漠土）[11]為研究對象，探究2種不同開墾年限的農田冬灌后越冬期土壤水熱變化規律，旨在揭示農業生產活動對土壤水熱資源過程及農田生態系統水量平衡的影響，以期為荒漠農田水分管理提供理論借鑒。

1 材料和方法

1.1 試驗區概況

試驗布設在中科院臨澤內陸河流域研究站（39°14′～39°24′N，100°02′～100°21′E，海拔 1 350～1 400 m），位于黑河中游河西走廊中段臨澤縣北部邊緣綠洲地區（圖1a），屬于典型的溫帶大陸性干旱荒漠氣候，年均氣溫7.6 ℃，年均最高溫為 39.1 ℃（8 月），年均最低溫為–27 ℃（1月）；多年平均降水量為117 mm（1965～2010年），降水主要發生在7-9月份；年均蒸發量2 390 mm，年均無霜期為 165 d，初霜期一般在 10月上旬至中旬；農田區域地下水位介于4～6 m。土壤母質主要為第四紀砂礫洪積-沖積物。土壤類型有黑河沿岸分布的綠洲潮土和灌淤土，以及綠洲邊緣由荒漠土開墾后長期灌溉耕種形成的灌耕灰棕漠土和灌耕風沙土[12]。由于開墾年限不同，形成熟化程度各異的沙地灌溉農田，土壤砂粒含量高、有機質含量低、持水性能低是其主要特征[13]。

1.2 試驗設計

供試土壤分別取自荒漠邊緣新開墾的沙地農田（開墾年限20 a左右）及荒漠邊緣西南向老綠洲農田（耕作歷史大于50 a）（圖1a），土壤類型分別為灌耕風沙土（新成土）和灌耕灰棕漠土（灌漠土）（第二次全國土壤普查），土壤物理特性如表1所示。試驗采用原狀土柱模擬，2種土質均按大田原狀土容重分層回填至鑄鐵柱體內，每種土質3個重復（圖1b）。土柱深200 cm，長寬均為100 cm；每個土柱均裝有2套Em50（Decagon, USA）共10個監測探頭，埋設深度從地表往下依次為 10、20、40、60、80、100、120、140、160及180 cm共10層，數據采集步長設置為30 min；土柱底部鋪設一層10 cm厚的砂石過濾層（圖1b），每個土柱底部濾液出口處設有滲漏水收集裝置，灌水后對滲漏量和滲漏速率變化做詳細記錄。

圖1 試驗區概況圖和土柱剖面示意圖Fig.1 Experimental zone and soil profile of column

試驗場于 2015年 9月建成并完成土柱安裝工作，2016年4月至10月種植玉米，2種土質均采用相同的灌水和施肥處理，土柱內的土壤特性基本處于穩定狀態。于 2016年 10月 31日進行冬灌模擬試驗，灌水量均為160 mm，灌水時土柱均為覆膜留茬狀態。灌水后土柱由飽和狀態開始排水，排水結束直至水分分布處于穩定狀態開始采集數據。試驗觀測時間為2016年11月11日至2017年3月11日，歷經季節性土壤凍結期和融化期。采集數據指標為土壤含水量、土壤溫度。

表1 測試土壤物理特性統計Table 1 Statistics of physical properties of tested soil

1.3 土壤貯水量計算

土壤貯水量指一定土層厚度的土壤含水量，研究土壤貯水量變化特征在一定程度上可反映出凍融期土壤水分遷移的特殊規律[14]，其計算式如式（1）。

式中W為土壤貯水量，mm；

W體為土壤體積含水量，%；

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h為土層厚度，cm。

1.4 土壤水分特征曲線

土壤水分特征曲線能反映土壤基質勢和土壤含水率之間的函數關系，間接反映土壤孔隙大小，表征土壤持水性能[15-16]。本文采用van-Genuchten模型（v-G模型）模擬灌耕風沙土和灰棕漠土的水分特征曲線，計算式如式（2）。

式中，θr為殘留含水率，cm3·cm–3；

θs為飽和含水率，cm3·cm–3；

α 為與進氣值相關的參數；

h 為壓力水頭，cm；

m、n為經驗擬合參數，m = 1–1/n。

van Genuchten等[17-18]編制的 RETC軟件可獲取van-Genuchten模型相應的 5個參數 θr、θs、α、n和 KS值，并擬合出土壤水分特征曲線。

1.5 數據處理

2 結果與分析

2.1 土壤水分特征曲線

土壤水分特征曲線與土壤質地、結構和孔隙等土壤物理特性密切相關，新、老綠洲農田土壤水分特征曲線之間存在明顯的差異（圖 2、表 2）。新綠洲農田土壤飽和含水量相對較高，負壓在0～100 cm區間曲線斜率高，含水量下降速度快，迅速接近殘留含水量，300～600 cm水頭壓力下的土壤含水量保持穩定。新綠洲農田土壤砂粒含量高，土壤孔隙度大，導致其飽和含水量高于老綠洲農田土壤，但是老綠洲農田土壤黏粒含量高，具有較強的顆粒吸附能力，使老綠洲農田土壤具有較高的殘余含水量。

圖2 土壤水分特征曲線Fig.2 Soil water retention curves

表2 土壤水分特征曲線參數Table 2 Parameters of soil water retention curve

2.2 凍融期土壤水分時空動態變化過程

如圖 3所示，凍融期土壤水分隨土層深度的增加其變化幅度逐漸減弱，新墾綠洲農田在0～100 cm土層內水分變化較為明顯，而老綠洲農田則在0～60 cm變化明顯。為了便于分析不同層土壤水分動態變化趨勢，根據土壤含水量隨土層深度的變化特征，將土壤層自上而下劃分為3層：淺層（A）、中層（B）、深層（C）（圖3）。

淺層（A）：將厚度為0～40 cm劃分為淺層，是土壤水分隨時間變化差異較大的區域，也是深層土壤水分的重要補給層。該層土壤水分部分蒸發到大氣中，部分下滲至深層土壤，另一部分則貯存于土壤中，并在凍結期以固態形式存在。由于該層土壤受大氣影響較大，土壤未凍水含量維持在相對較低水平。由土壤貯水量可知（表3），2種農田土壤貯水量均于1月份達最低水平，4月份土壤完全融化后基本恢復至凍結前水平。土壤融化后新、老綠洲農田淺層土壤貯水量分別為70.2和83.6 mm，凍融前后土壤水分分別降低1.8%和8.7%。

中層（B）：將厚度為40～100 cm劃分為中層，是土壤完全凍結區和未凍結區域的過渡帶，為翌年作物播種起到水分補給作用。由于中層土壤受大氣環境的影響減弱，土壤未凍水含量隨深度的增加而增大，如圖3所示。2種農田土壤貯水量變化范圍較淺層減小，如新、老綠洲農田土壤貯水量分別在64.3～91.8 mm和146.0～164.8 mm的范圍內變化（表3），但前者貯水量低于后者48.5%。

深層（C）：深度100～200 cm的土壤層中，含水量隨時間變化保持著相對穩定的狀態，且在重力作用下土壤水分主要積聚在深層剖面中。從表 3可以看出，新、老綠洲農田在這一層的土壤含水量變幅較小，月平均土壤貯水量分別為191.4 mm和195.6 mm，主要功能是把上層土壤中水分傳輸至下層土壤。

2.3 凍融期土壤溫度時空動態變化過程

凍融期平均氣溫為–4.16 ℃，日平均最高氣溫及日平均最低氣溫分別 5.09 ℃和–13.4 ℃（圖 4）。由土壤溫度時空變化過程可知，土柱表層土壤（0～40 cm）易受氣溫變化的影響，土壤等溫線較為密集，隨土層深度的增加受氣溫影響逐漸減弱，等溫線較為稀疏（圖 5）。對于不同農田土壤而言，各個土層老綠洲農田土壤溫度均高于新墾綠洲農田。由土壤 0 ℃等溫線可大致推測土壤凍融情況，即11月23日起新、老綠洲農田10 cm處土壤溫度分別降至–0.75 ℃和–0.32 ℃，進入凍結階段；11月23日至12月11日，由于氣溫回暖，土壤處于不穩定凍結階段，凍結強度低；隨著氣溫的逐漸降低，土壤的凍結過程線逐漸向下遷移，凍結深度逐漸加深，于翌年 1月28日凍結深度達到最大，新、老綠洲農田最大凍結深度分別達105和74 cm，歷時分別為67 d、68 d。隨后，隨太陽輻射的增強及氣溫的回升，土體開始逐漸融化，新、老綠洲農田分別于2月10日和2月23日相繼全部融化，其融化過程分別歷時12 d和26 d（圖5）。

圖3 土壤水分時空變化過程Fig.3 Spatiotemporal variation of soil moisture.

表3 土壤貯水量Table 3 Soil water storage

圖4 凍融期氣溫變化過程Fig.4 Air temperature curves during freezing and thawing period

圖5 土壤溫度時空變化過程Fig.5 Spatiotemporal variation of soil temperature.

2.4 深層滲漏

160 mm的冬灌定額導致新、老綠洲農田均有不同程度的滲漏損失。老綠洲農田滲漏損失量為(9.2 ± 3.9)mm，而新墾綠洲農田滲漏損失量達到(38.1 ± 12.7)mm，是老綠洲農田的4.1倍，表明老綠洲農田持水能力強于新墾綠洲農田（表4）。

表4 滲漏損失量Table 4 Deep leakage loss

3 討 論

凍融過程中土壤因吸收與釋放太陽輻射熱量而發生水熱傳輸、水分相變、鹽分積累等一系列復雜自然過程[19]，詳細探求凍融土壤的水熱分布特征及空間運移規律，對合理利用土壤水熱資源，科學制定春播制度具有深遠意義。本研究發現，凍融期內新、老綠洲農田土壤溫度的日變化和季節變化與大氣溫度變化同步，尤其是表層土壤（0～20 cm）受太陽輻射的作用較強，與大氣進行能量進行交換形成的周期性日變化較深層土壤明顯。降溫階段老綠洲農田土壤溫度高于新墾綠洲農田，升溫階段則低于新墾綠洲農田，且老綠洲農田消融歷時（26 d）大于新墾綠洲農田（12 d）。一方面，由于砂粒對土壤熱擴散性的貢獻率高于粉粒和黏粒[20]，新墾綠洲農田砂粒含量較高，對大氣溫度變化較老綠洲農田敏感；另一方面，由于水的比熱容較大，凍結時可延緩土壤溫度下降[4]，融化時又可抑制土壤溫度的升高[21]。因此，盡管新墾綠洲農田在0～60 cm土層砂粒含量高于老綠洲農田，但冬灌后由于老綠洲農田土壤含水量高于新墾綠洲農田（圖3），因而整個剖面上土壤溫度時空變化差異顯著（圖 5），并且老綠洲農田表現出凍結階段保溫及融化階段抑制升溫的生態效應優于新墾綠洲農田，這既能保持土壤水分，又能抑制劇烈升溫，避免出現倒春寒使作物受凍害。再者，土壤溫度梯度也會驅動土壤水分的遷移，但是隨著土壤深度的增加，土壤與環境之間能量交換逐漸減弱[4]，可見季節性凍融土壤中的水分和溫度存在較強相互的影響與制約關系。而凍融過程其水分變化深度范圍與其土壤 0 ℃等溫線變化區間相吻合再次證實了這一結論（圖3，圖 5）。

農田冬灌水只有很少一部分消耗于土壤蒸發，大部分以固態冰形式貯存于土壤中，翌年消融后可為作物提供良好的土壤水分條件，起到蓄水保墑作用[8,22]。本研究發現凍融前后新、老綠洲貯水量降幅表現出明顯的差異，土壤完全融化后 0～200 cm土壤剖面貯水量分別降低3.8%和3.6%，新墾綠洲農田土壤貯水量低于老綠洲農田21.3%；研究還發現，新墾綠洲農田淺層（0～40 cm）土壤貯水量降低1.8%，老綠洲農田則降低8.7%，但該層新墾綠洲農田土壤貯水量低于老綠洲農田 16%，為保證春播作物正常出苗新墾綠洲農田需考慮補充灌溉。荒漠綠洲化進程中，開墾年限較大的老綠洲農田呈現出較高的黏粒含量和有機質含量[17,21]，而新開墾沙地農田土壤為沙土，有機質含量極低[13]，因為黏粒具有比表面積大、吸附性強的特點，利于水分的存儲[24]，是影響土壤持水性的主要因素[25-26]。蘇永中等[12]研究也認為，土壤細粒組分（黏粉粒）與土壤田間持水量、土壤有機質含量呈極顯著正相關關系。本研究中，老綠洲農田土壤對水分子束縛力較大，吸附在土顆粒上不易凍結的強結合水較多，土壤貯水量顯著高于新墾綠洲農田。

土壤質地（顆粒組成）決定了土壤的持水性能，并影響土壤水分遷移、再分布以及在土壤中的滯留時間[6]。本研究發現，新、老綠洲農田土壤水分時空分布特征及深層滲漏損失量具有顯著性差異。凍融期內新墾綠洲農田在0～100 cm土層內水分變化較為明顯，而老綠洲農田則在0～60 cm變化明顯；并且冬灌定額為160 mm時導致新墾綠洲農田深層滲漏量是老綠洲農田的4.1倍，老綠洲農田對冬灌引起的深層滲漏具有更有效的抑制作用。楊榮[27]研究發現，冬灌后（灌水定額為150 mm）邊緣綠洲新墾沙地農田140～160 cm和240～300 cm土層土壤含水量顯著增加，而旱耕人為土農田（老綠洲農田）0～100 cm土層土壤含水量增加較為明顯，100～200 cm土層則變化較小；研究還發現隨著冬灌灌水量的增大，新墾綠洲農田較老綠洲農田易發生深層滲漏和NO3–-N淋溶，引起地下水硝態氮污染，進一步印證了冬灌對于新墾綠洲農田“蓄水保墑”作用效果并不明顯。另外，根據水量平衡方程可粗略估算出該研究區域沙土農田玉米生育期內灌溉水通過深層滲漏損失量近 50%，而沙壤土深層滲漏損失量在15%左右[12]（玉米的蒸散量為591～670 mm）。

此外，近10 a來，該區域連續種植玉米，普遍采用漫灌方式，玉米農田施氮量在250～400 kg/hm2之間[28]，且由于新墾沙地農田土壤肥力低，保水保肥性能差，為干旱區綠洲灌溉耗水和化肥施用最大的區域。而冬灌定額為150～200 mm之間的大田漫灌容易引起深層滲漏[27]，并極有可能將土壤中殘留的硝態氮通過深層滲漏淋溶至地下水，誘發地下水硝酸鹽污染，對農業生態環境和人類健康造成一定危害。因此，建議新墾沙地農田減少冬灌定額或免冬灌以此保證灌溉水資源的優化利用并減少農田氮素的淋失。

綜上所述，黑河中游荒漠綠洲過渡帶不同開墾年限的農田土壤水熱變化對季節性凍融過程有不同的響應。新墾綠洲農田有近50 a的耕種歷史，耕作層土壤有機質和養分含量有一定的積累，但土壤砂粒含量高、有機質含量低、持水性能差是其主要特征，而老綠洲農田由于長期的農業耕作導致土壤結構與肥力水平逐漸改善，其“蓄水保墑”的生態效應優于新墾綠洲農田。此外，冬灌定額為150～200 mm之間的大田漫灌對于新墾綠洲農田而言，容易發生深層滲漏及農田土壤氮淋溶損失，造成水資源浪費和地下水硝酸鹽污染。因此，針對土壤質地差異實施動態的冬灌策略以及改善土壤結構、培肥土壤是干旱區水土資源開發、生態與環境保護與協調的有效途徑，并將成為今后的研究重點。

4 結 論

1）翌年土壤完全融化后，0～200 cm 及淺層（0～40 cm）土壤剖面老綠洲農田土壤貯水量均高于新墾綠洲農田，為保證春播作物正常出苗新墾綠洲農田需考慮補充灌溉。

2）在干旱荒漠綠洲區，凍融期新墾綠洲農田最大凍結深度（105 cm）高于老綠洲農田（74 cm），新墾綠洲農田凍結深度對大氣溫度變化較老綠洲農田敏感；降溫階段老綠洲農田土壤溫度高于新墾綠洲農田，升溫階段低于新墾綠洲農田，老綠洲農田凍結階段保溫及融化階段抑制升溫的生態效應優于新墾綠洲農田；老綠洲農田消融歷時（26 d）大于新墾綠洲農田（12 d），新墾綠洲農田消融歷時短不利于春季土壤水分的保持。

3）冬灌灌水量為160 mm時導致新墾綠洲農田深層滲漏量是老綠洲農田的4.1倍，老綠洲農田具有比新墾綠洲農田更高的持水性能，對冬灌引起的深層滲漏具有更有效的抑制作用。

開墾年限較長的老綠洲農田其“蓄水保墑”和抑制深層滲漏的生態效應優于開墾年限較短的新墾綠洲農田，針對荒漠綠洲過渡帶土壤質地差異應該實施動態的冬灌策略以保證灌溉水資源優化利用。

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