冻融条件下土壤水分入渗特性的影响因素分析

冻融条件下土壤水分入渗特性的影响因素分析

在非结构土壤条件下，土壤结构、土壤、有机质含量和含水量是影响土壤入渗特性的主要因素。在冻结条件下,土壤仍属三相体系,但土壤水分不是仅以液态水的形态存在,而是以液态和固态两种状态存在于土壤孔隙之中。因此,冻结土壤中的水分有冻结水和非冻结水两部分组成。冻结条件下,部分液态水转化为固态水,使土壤体系的三相比例发生变化。土壤体系三相组成的变化、土壤冻结水分的体积膨胀、水分向冻结锋面的迁移和冻结锋面冰晶透镜体的形成必然影响到土壤水分入渗特性。此外,在大田土壤的冻融过程中,冻融土壤的冻结程度、冻层厚度、冻层层位和层数不断发生变化,这些因素必将影响冻土体系的水分运移。本文试图以大量的大田自然冻融土壤水分入渗试验资料为依据,分析影响冻融土壤水分入渗特性的主要因素,为冻融土壤水分入渗特性的进一步研究和为季节性冻土区冬、春灌溉节水灌水技术参数的确定提供参考。1试验条件和方法1.1冻土强度全部入渗试验在山西省中心灌溉试验站试验田进行。试验区气候属典型的大陆性半干旱季风气候。全年太阳总辐射130～135kJ/(cm2·a)。年平均气温9.5℃,极端最高气温39.4℃,极端最低气温-28.0℃。试验区土壤11月初开始冻结,一月份为最冷月,平均气温-6.5℃,次年3月解冻,最大冻土深度95cm。试验于1995年11月至1996年3月进行,试验期各月气温条件见表1。1.2试验设备的改进试验主要仪器为双套环入渗仪和自制入渗环。双套环入渗仪使用西安理工大学西安水资源研究所研制的设备。内环直径30.8cm,外环直径60cm,该设备可实现内环自动供水和积水入渗水头自动控制,精度较高。由于气温降到0℃以下后,埋设入渗环困难,同时其供水马氏桶内结冰,内环供水计量精度下降,试验中加工了30余套尺寸完全相同的入渗试验设备,在地表封冻前一次性预埋于试验地块。气温、冻土层深度及分层地温采用试验站气象站设施观察。1.3土壤条件及有机质含量试验区位于汾河中游的太原盆地中部。地形平坦,土壤母质为汾河冲洪积物,土壤类型为潮土。地下水埋深变化在1.0～3.0m之间,土壤耕层深度为15～22cm,犁底层较为明显,犁底层土壤干密度1.41g/cm3。犁底层之下是干密度为1.358g/cm3,厚度为70～80cm的心土层,90～100cm为15～25cm的粉、细砂夹层。表层土壤(0～20cm)有机质含量1.38%,小于0.01mm的粘粒含量占35%,小于0.002mm的粘粒含量占2.3%,属中壤质地。试验土壤物理参数见表2。1.4土壤冻结后入渗试验试验于1995年11月至1996年3月在山西省中心灌溉试验站进行。试验采用常规积水入渗试验方法。土壤冻结前,利用双套环入渗仪进行。土壤冻结后试验在封冻前预先埋置好的入渗环内进行。内、外环积水深度均为3.0cm,外环直径80.0cm。下环深度统一采用20cm(深度达犁底层)。设置特制的内环水位控制装置控制积水深度。入渗试验用水统一采用试验站水塔清井水,水温变化在4～9℃。用量筒量得内环时段入渗水量,测得土壤水分入渗过程。2试验结果的分析与讨论2.1冻融期间不同结构土壤入渗能力的变化试验中选择秋耕地、未耕地和冬小麦地3种代表性土壤条件进行了试验。图1a～c分别表示了1995年冬至1996年春3种结构土壤冻结前、冻结初期(冻深20cm)和融解冻融期(冻深60cm)的累积入渗曲线,其考斯加可夫三参数入渗率模型(I=K×t-α+f0)参数见表3。结果表明:1)冻融条件下,土壤结构对土壤的入渗能力仍有较大影响,随着土壤密实程度的增加,土壤入渗能力降低。非冻结土壤条件下,土壤结构是影响土壤渗吸能力的主要因素之一,随着地表及耕层土壤干密度的增加,其水分入渗能力明显降低。秋耕地(地表及耕层土壤都疏松)、冬小麦地(地表疏松,耕层较为密实)和未耕地(地表结皮,耕层密实)90min累积入渗量分别为64.9mm,52.0mm和37.8mm,入渗系数K值分别为0.46,0.38和0.22。冻融条件下,不同结构的土壤具有不同的水分入渗率。入渗率随土壤密实程度增加而减小的趋势是十分明显的。秋耕地最疏松,入渗率最大,冬小麦地次之,未耕地最小。对入渗模型参数的影响表现为随着土壤干密度的增加,稳定入渗率fα值、入渗系数K值减小,入渗指数α值增大。因此,冻融条件下,土壤结构仍然是影响土壤入渗能力的主要因素之一。2)冻融期间,不同结构土壤入渗能力的变化幅度不同。自然条件下,冻融期间各种结构土壤的入渗能力都经历由大到小,再由小变大的变化过程。但不同结构土壤冻结过程中入渗能力的降低幅度和融解过程中入渗能力的增大幅度不同。入冬以后,随着气温的降低和土壤经历负温冻结作用历时的增加,土壤的冻层厚度和冻结强度逐渐发展,土壤中液态水含量逐渐降低,固态水比例逐渐增大,导致土壤水分入渗能力逐渐减小。在试区气候、土壤条件下,3种结构土壤入渗能力在冻结厚度为30～50cm期间出现最小值。与非冻结相应结构土壤的H90相比,冻融条件下秋耕地、冬小麦地和未耕地的最大绝对减渗量分别为31.9mm,25.1mm和21.2mm,相应的最大相对减渗率分别为46%,48%和56%。上述结果表明,土壤结构由疏松变密实,其绝对减渗量递减,而相对减渗率递增。在冻层不断向下发展的同时,一方面地表土壤水分的蒸发也在强烈进行,地表干土层厚度也在发展,另一方面随着气温的回升,融解过程开始。随着地表干土层厚度和融解厚度的逐渐增加,土壤水分入渗能力逐渐增大。试区气候、土壤条件下,融解期3种结构土壤的H90从37.5mm(秋耕地),29.6mm(冬小麦地)和16.6mm(未耕地)分别增加到76mm,71.8mm和67.4mm。分别是冻结前入渗量的1.19倍,1.38倍和1.78倍。上述结果表明,不同结构土壤的入渗能力在融解期后期具有均一化的趋势。分析认为冻融作用是土壤入渗能力趋于均一化的主要原因。冬春期间漫长的冻融作用,使结构疏松的土壤变得相对密实(秋耕地由冻结前的1.06g/cm3增大到1.18g/cm3,冬小麦地由冻结前的1.07g/cm3增大到1.20g/cm3),而使结构紧密且具有地表板结层的土壤变的疏松(未耕地由冻结前的1.36g/cm3减小到1.26g/cm3,同时,冻融作用破坏了土壤的地表结皮)。2.2土壤水分入渗能力随立地提高的试验结果不同土壤冻融状态(非冻结、冻层厚度16cm、冻层厚度40cm)下,土壤90min累积入渗量(H90)与冻结含水率(W)的关系曲线表明:随着含水率的增大,冻融土壤入渗能力降低。由图2a可见,在非冻结土壤条件下,随着含水率的增大,土壤入渗能力迅速降低。由图2b、c可以看出,在冻结土壤条件下,土壤含水率对土壤入渗能力的影响也是十分明显的。随着含水率的增大,土壤入渗能力降低。试验值点群分布表明,土壤90min累积入渗量与土壤含水率间的关系很好地符合指数函数,各种冻融状态下的拟合方程如下冻层厚度0H90=79.41×e-0.1147W(16.7%≤W≤26.9%)冻层厚度16cmH90=5.210×e-0.0495W(6.30%≤W≤31.7%)冻层厚度40cmH90=6.270×e-0.0487W(6.30%≤W≤31.7%)即表明土壤水分入渗能力随土壤含水率的增大而呈指数规律减小。在非冻结条件下,土壤含水率通过影响入渗水流湿润区内的势梯度和水力传导度两个方面影响土壤水分的入渗能力。在冻结条件下,土壤含水率是土壤水分相变的物质基础,相变量及冻层类型影响到土壤水分入渗的有效过水断面面积和土壤孔隙类型,进而影响到土壤水力传导度的大小。与此同时,在一定的负温条件下,决定着未冻含水率的多寡,进而决定着土壤水势的水平。因此,与非冻结条件相比,冻结条件下土壤含水率对土壤入渗能力的影响更加复杂。分析认为,在冻结土壤条件下,土壤含水率主要通过对冻结土壤的水力传导度影响土壤入渗能力。2.3冻层厚度对土壤水分入渗能力的影响冻层厚度是综合反映土壤水热状况一个指标,因此对非饱和土壤的水分入渗能力有较大影响。图2所示为秋耕地自然含水率、自然冻结条件下,从非冻结至最大冻土厚度期间,土壤90min累积入渗量(H90)随冻土厚度(h)的变化曲线。由图2可以看出:①在土壤冻结初期(冻层厚度为0～33.5cm),土壤入渗能力随冻层厚度的增加而减小;当冻层厚度为33.5cm时,出现冻融期间的最小入渗量(37.5mm);在冻层发展后期(冻层厚度33.5～62.0cm),土壤入渗能力随冻层厚度的进一步发展而增大;②冻层发展期间,土壤90min累积入渗量随冻层厚度的变化规律符合二次多项式关系。对于给定的土壤介质,未冻水含量与负温具有单一的确定性函数关系,即随着土壤温度的降低,未冻含水率按幂函数规律减小。当负温降低到一定程度时,未冻含水率随负温的变化存在一个临界值Wc。冻结土壤的冻层厚度反映了冻层的负温水平、冻结历时。土壤负温水平决定土壤水分的固、液相比例,即土壤水分的相变水平。土壤的相变水平及其相应的物理性质的变化,共同决定土壤水力传导度的减小幅度。由此可知,随着冻层厚度的增加,土壤水分的入渗能力应当单调减小,而图2所示的试验结果并非如此。这是由于自然冻结条件下,冻结土壤本身及其外部环境共同作用的结果。自然冻结条件下,从总体上看,随着气温的下降,冻层温度逐渐下降,厚度逐渐增加,但由于地表温度日夜变幅大,且多在零度上下波动(全冻融期间,白昼地表最高温度的平均值为15.42℃,最冷月的白昼地表最高温度的平均值为11.0℃),白昼地表冻层内的部分固态水转化为液态水,并有部分液态水通过地表蒸发掉。地表水分的蒸发导致了地表以下一定深度范围内(0～7cm,随土壤结构、土壤冻结前含水率、冻结历时等因素变化)土壤含水率降低到临界含水率以下。因而在冻结过程中,地表非冻结“干土层”随冻层厚度的发展而发展。地表“干土层”处于非冻结状态,具有较大的水分存储容量。但由于其厚度较薄,且下层为冻结层,入渗开始后2～3min干土层即可达到饱和,土壤水分入渗很快受其下冻层的控制。因此,在冻层发展初期,由于地表“干土层”不存在或很薄,土壤水分入渗能力随地温的下降而减小;当冻层负温达到给定气候、土壤条件下的最低温度时,土壤水分入渗能力出现冻融期间的最小值;尔后随着地表“干土层”厚度增加和冻层温度逐渐回升,土壤入渗能力增大。2.4地表冻层的解冻大田土壤自然冻融条件下,在整个冻融过程中,无论冻层层数还是冻层层位都不具有单一性。大多数情况下,冻层层数为一层,位于地表。但在冻层的融解过程中,在一定的气候和土壤条件下,会出现双层冻层。如果白昼地表以下一定深度范围内土层已经解冻(解冻深度在10～20cm之间),而夜间气温还在零度以下,在负温的作用下,地表在夜间形成厚度不大的地表冻层(称为高位冻层),其下是已解冻的非冻结层(一般为8～18cm),解冻层之下是未解冻的冻结层(称为低位冻层)。此时,高位冻层和低位冻层共存。到冻层融解过程的最后阶段,夜间负气温不足以形成高位冻层,故仅出现地表20cm以下的低位冻层。2.4.1冻融特性对冻融土壤入渗能力的影响如前所述,大田土壤的冻层分高位和低位两种层位,高位冻层位于地表,低位冻层位于地表以下一定深度。图3所示为冬小麦田,冻层厚度相同,而冻层层位不同的两组冻融土壤累积入渗曲线。曲线1冻层厚度33.5cm,位于地表,属高位冻层入渗曲线;曲线2冻层厚度33.0cm,位于地表以下22～55cm,属低位冻层入渗曲线。由图3可以看出,冻层层位对冻融土壤的水分入渗能力有较大影响。当冻层位于地表时,其90min累积入渗量仅为38mm,而当冻层位于地表以下22～55cm时,其90min累积入渗量达71mm,接近前者的2倍。冻层层位越低,土壤入渗能力越大。其原因是两种冻层层位对入渗水流的控制作用存在很大差异。高位冻层位于地表,冻层从入渗一开始就作为入渗水流的控制界面,决定着土壤入渗能力的大小。低位冻层位于地表以下一定深度,冻层之上为一定厚度的非冻结层。在入渗水流锋面到达冻层上界面之前,完全属于非冻结土壤的水分入渗过程。当入渗水流锋面到达冻层上界面后,由于冻层的阻渗作用,入渗水流在冻层界面以上的非冻结层内聚集,直到非冻结层达到完全饱和,低位冻层才完全对入渗水流的入渗能力起控制作用。2.4.2两组入渗速度由图4可以看出:曲线1高低位冻层共存条件下的土壤入渗能力小于仅有低位冻层存在条件下的土壤入渗能力。前者90min累积入渗量为43mm,后者为51mm,前者比后者这减小了15.6%。曲线2入渗开始后的20min内,两者入渗速度相差较大(曲线斜率相差较大),尔后两者入渗速度相当(曲线接近平行)。双冻层期的高位冻层属于以24h为循环周期的夜冻日融冻层。由于冻层负温一般为-1～-3℃,土壤水分相变比例较小,冻层不密实,多属粒状或多孔状,大孔隙仍具有连通性,对入渗水流的阻渗作用较小。此外,由于冻层不密实,入渗水流可较快穿透冻层,与土壤中水分进行热量交换,较快融解冻层,使冻结土壤较快恢复非冻结土壤的入渗特性。因此,高、低位冻层共存条件下的土壤入渗能力,因高位冻层的存在,小于仅有低位冻层存在条件下的入渗能力,但由于高位冻层的不密实性,决定了两者相差不大。在入渗开始后的前20min内,冻层正处于融解过程中,冻层对入渗水流有一定的阻渗作用,因而在入渗开始后的前20min内,高、低位冻层共存条件下的水分入渗速度要小于仅有低位冻层存在条件下的入渗速度。3冻融作用对土壤入