季凍區積雪覆蓋下非飽和土壤水分運移規律研究

李慕蓉，卞建民，聶思雨，阮冬梅

（1.吉林大學地下水資源與環境教育部重點實驗室，長春 130021；2.吉林大學新能源與環境學院，長春 130021；3.長春工程學院水利與環境工程學院，長春 130012）

0 引 言

積雪存在于土壤溫度和近地表空氣溫度長期保持在0 ℃以下的環境里，是土壤凍結-融化過程中最常見的上邊界條件[1]。季凍區冬季氣溫低且有積雪覆蓋，破壞土體內水分相態平衡，由此產生的土水勢驅動著土壤水分運移規律發生變化[2]。春季尚未融化的凍土滲透性差，阻礙上層融雪水入滲，多次凍融循環加劇了凍土層水分再分配[3]。此外，積雪對土壤有良好的緩沖、隔熱和保墑作用，影響土-氣界面能量交換，隨之產生的溫度梯度及溶質梯度均會引起土壤水分運移。土壤粒徑越細，毛管力越強，液態水受毛管力等作用，細顆粒介質會極大促進凍融過程中水分運移，使得土壤水分運移過程更為復雜[4-6]。

近年來，國內外學者關于凍土中水分運移研究較為詳盡[7,8]，但在寒區凍融方面將積雪作為上邊界條件對土壤凍融循環過程的影響考慮不足，已有研究主要集中在積雪特性參數、積雪條件等差異對土壤水分運移影響[9,10]。研究發現積雪厚度增加、密度增大會對土壤產生保護作用，土壤含水量、土壤解凍受氣溫的影響均出現滯后性，滯后時間隨深度延長。隨著凍融循環次數的增加，水分在50～60 cm 處劇烈變化，近冷端累積現象明顯[11]。融化期，冰層雙向融化，淺層土壤水分大量蒸發，深層水分下滲補給，裸地含水率剖面呈現“中間大、上下小”的形態，積雪覆蓋下的土壤由于融雪水補給淺層含水率增大[12]。目前對于季凍區非飽和土壤水分運移研究，還存在定量程度不高的缺點。早期研究大多是以地表水或地下水為均衡單元使用水量均衡法估算融雪入滲量[13]，也有部分研究通過建立相關關系、模型等方法估算[14]。

為此，本研究在野外監測和室內土柱試驗的基礎上，主要開展了以下研究：積雪覆蓋下不同深度土壤水分變化；不同積雪條件對非飽和土壤水分運移影響；不同積雪條件下融雪入滲量的規律。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

本文研究區位于吉林省長春市吉林大學朝陽校區（見圖1），屬溫帶大陸性季風氣候，年平均降雪天數為43 d，主要集中于11月至次年3月，積雪厚度最高可達30 cm，每年3-4月份為融雪期。試驗場位于黃土波狀臺地，屬松遼波狀平原的一部分，地層為黃土，屬于黏性土范疇[15]。

圖1 試驗場位置示意簡圖Fig.1 Schematic diagram of test site

1.2 試驗設計與觀測

1.2.1 原位觀測試驗

土壤水分運移受土壤水勢的驅動，土壤溫度、鹽分含量是影響土壤水勢的重要因素，因此在試驗過程中將同步觀測土壤水熱鹽參數。野外原位觀測試驗針對自然氣候條件下不同深度土壤水分運移設計，共設置5種深度：0、10、20、30、50 cm。野外監測時將傳感器探頭在土壤凍結前置于觀測點土壤所設計的深度，不干擾該點任何自然外界條件，監測指標包括土壤溫度、含水率、電導率，每半小時自動觀測并記錄各參數數值，觀測時間為2019年1月1日至2019年2月27日，共計58 d。同時段氣象數據（平均氣溫、降雪）由國家氣象科學數據中心獲取，土壤水熱鹽參數均根據測量結果計算日均值。

1.2.2 土柱觀測試驗

室內土柱觀測試驗針對不同積雪條件對非飽和土壤水分運移影響，設置4 種不同上邊界條件，包括裸地、自然雪層、加厚雪層和壓實雪層，具體試驗流程見圖2。

圖2 室內土柱試驗流程Fig.2 Flow chart of in-lab soil column tests

根據“等量、隨機、多點混合”的原則采集土樣并預處理，將土樣含水率調配至原位土壤天然含水率。準備4 只高30 cm，直徑為11 cm的PVC土柱，在距土柱上邊界5、10、20和28 cm 的位置預留出安置傳感器探頭的位置，以作為試驗監測點。為保證土柱中土壤顆?？障毒鶆蚯医咏烊粻顟B，將所采集的土樣分層按原位土壤自然容重裝入土柱中，測量各觀測孔土壤含水率并記錄，將土柱四周及底部使用隔熱材料包裹以模擬自然環境中土壤凍融狀態，見圖3。

圖3 土柱觀測試驗裝置示意圖Fig.3 Diagram of soil column observation test apparatuses

采集積雪，在土柱頂端分別覆蓋0、5、10 cm 自然積雪和被壓為5 cm厚的10 cm的積雪，分別模擬裸地、自然積雪、加厚積雪和壓實積雪4 種不同的上邊界條件。將土柱置于-10 ℃凍融循環試驗箱內，試驗開始計時，冷凍12 h，土柱頂部暴露在-10 ℃試驗箱內模擬外界自然環境中土壤凍結狀態。停止冷凍后，拿到室內通風處，使用土壤監測儀每隔2 h 觀測不同層位土壤含水率、溫度、可溶性鹽的含量等指標，記錄12 h；將土柱再次置于凍融裝置內，按上述步驟反復凍融，共進行4次凍融循環。

1.3 融雪水入滲量估算方法

根據水量均衡原理，土壤降雪入滲量等于積雪融化前后土壤水分的變化量，即：

式中：W2為積雪融化后土壤中水分含量；W1為積雪融化前土壤中水分含量。

以相鄰兩觀測點中點對土柱進行分區，認為每個觀測點的體積含水率代表一個分區整體的含水率。因此土柱總水分含量就是4個分區體積含水量的和，即：

式中：Wi為融雪前（后）土壤的體積含水量，i=1，2；Vj為各分區的體積，j=1～4；θji為融雪前（后）第j分區土壤的體積含水率。

2 結果與討論

2.1 積雪覆蓋下不同深度土壤水分變化規律

利用收集的氣象數據和監測的野外觀測數據，可以得到試驗場地土壤水分隨氣象數據的變化曲線以及典型時期土壤剖面情況，見圖4和圖5。

圖4 試驗場地土壤水分與氣象指標的變化Fig.4 Changes in soil moisture and meteorological indicators at the test site

圖5 典型時期土壤剖面情況Fig.5 Soil profile at typical periods

由圖4可知，地面以下土壤溫度在觀測過程中小于0 ℃，基本處于凍結狀態。對于地表土壤而言，觀測區1月上、中旬氣溫整體呈現轉暖的趨勢，此時段不發生降雪或者降雪量很小，地表土壤含水率基本穩定；1月下旬氣溫升高，土壤水分融化向下入滲，含水率逐漸降低；直至2月中旬，發生一次較大降雪，土壤水分受到補給，含水率呈現大幅增長。但持續升溫且缺乏連續降雪補給使地表土壤水分開始減少，可以看到氣溫在2月23日最高，地表含水率在2月21日達到峰值后開始降低，主要是由無降雪事件發生缺少補給來源和持續升溫使積雪融化滲入深層土壤導致。10～50 cm 深度土壤含水率在該時段劇烈上升，也反映了此時段融雪水下滲運移。

10～50 cm 土壤水分變化趨勢與土壤溫度、氣溫比較一致。深層土壤含水率的變化具有滯后性，滯后時間會隨著深度的增加而增長，由于各層土壤溫度受氣候響應也存在一定滯后，土壤溫度高低直接影響著土壤中水分的“三態”變化，因此土壤水分變化受土壤溫度和土壤水分下滲速度雙重因素影響。當土壤不受或基本不受降雪影響時，各深度土壤含水率的變化幅度與土壤深度呈負相關。圖5（a）和圖5（b）繪制的分別是2018年8月和2019年1月土壤剖面水分分布，夏季土壤剖面水分含量約在40 cm 處達到峰值，由于淺層土壤水分受蒸發和重力的影響，土壤深度越淺含水率也低。而冬季，土壤水分向“冷端”運移，約在10 cm 處聚集，含水率由低到高分別為0、20、10、30和50 cm，與夏季水分分布不一致。凍結-融化-凍結期間，自然雪層覆蓋下土壤水分受溫度等因素影響，淺層土壤水部分融化，在重力的作用下向深部運移并聚集于融化鋒面，同時該界面土壤水勢高，深層土壤水分在土壤水勢的驅動下受毛管力作用從深層低水勢區向淺層高水勢區逐步運移，因此土壤水分表現出向10 cm 處雙向運移的現象。通常土壤鹽分會隨水分運移，但大量鹽分的存在會一定程度削弱土體凍融過程中的水分運移，圖5（c）為2019年1月土壤鹽分剖面分布，同時比對圖5（b）土壤水分剖面發現，2 者剖面形態一致，但隨深度變化幅度不一致，如30 cm 處鹽分含量是10 cm 的137%，水分含量僅是10 cm 的107%，比例相差較大。因此，積雪蓋層下土壤水分變化受氣象條件、深度、土壤溫度、鹽分等因素的綜合影響。

2019年2月份開始，氣溫逐漸回溫直至0 ℃以上，土壤水分由于受固態水融化和降水補給的影響，水分含量不斷增加，分別計算各深度土壤含水率增量并繪于圖5（d），淺層土壤距熱源、補給源較近，含水率增幅大；土壤初始含水率高的位置，含水率增幅小，2 者呈負相關。2月末，土壤剖面水分分布發生變化，如圖5（e）表示2019年2月25日土壤水分剖面分布，該時期深層土壤接受上層土壤水分和融雪水補給，土壤剖面水分分布發生變化，含水率由低到高甚至為：0、20、50、30、10 cm。但2月份總降雪量較小，僅3.5 mm，10 cm 深度的含水率高于深部的現象不太明顯，如果降水量更大，淺層土壤含水率高的現象將體現更為顯著。

除雪-土界面（0 cm）水熱外，土壤由于受到太陽輻射和鹽分致使“冰點降低”的影響，土壤中部分固態水轉為液態，未凍水會攜帶土壤中可溶鹽和熱量從土壤高水勢區向低水勢區運移，運移過程中還伴隨著熱量交換和鹽分釋放，季凍區土壤水熱、水鹽之間的運移相互影響、相互促進，具有強耦合性。氣象條件等因素的改變對土壤水分運移造成的影響會隨著傳播路徑增加而被削弱，較深層土壤水分運移還受非飽和帶中毛細水、地下水等綜合作用。

2.2 不同積雪覆蓋對非飽和土壤水分運移影響

基于室內土壤試驗監測結果，分析不同積雪覆蓋下土壤含水率、土壤溫度隨時間變化過程，見圖6和圖7。

圖6顯示土壤初步進入融化階段時，由于土壤溫度低土壤水分含量較小，受氣溫變化影響各土柱土壤水分含量隨時間增加，裸地土柱水分增加量最小，其他土柱土壤含水率的增加則與土壤溫度升高固態水融化和上覆雪層融化補給2方面有關。在模擬的幾次融化過程中，上覆積雪作為補給源，雪量、雪密度越大使土壤水分含量越大，土柱整體含水率由低到高依次為：裸地、自然雪層、加厚雪層、壓實雪層。圖6、圖7顯示在各次融化時段，約在16∶00-18∶00 時，氣溫劇烈降低，土壤溫度受氣溫影響也呈現相應變化，各深度土壤水分達到峰值后減小，這是受溫度影響融雪入滲量減少且存在一定的水分凍結引起的。

圖6 不同積雪覆蓋下土壤含水率隨時間變化Fig.6 Variation of soil water content with time under different snowpack

圖7 不同積雪覆蓋下土壤溫度隨時間變化Fig.7 Soil temperature variation with time under different snowpack

因土壤水勢的驅動作用，土體未凍水會向融化鋒面聚集，因此，土柱高含水率土壤的位置即為融化鋒面的位置。觀察圖中融化鋒面的位置發現，土壤融化鋒面會隨著凍融循環次數的增加不斷向下推移，土壤含水率越大土壤融化鋒面推移最快，例如模擬壓實積雪的土柱，經歷2次凍融循環，土壤融化鋒面便從5 cm 推移最先到達20 cm，隨著凍融次數的增加及融化的不斷進行，融化鋒面向25 cm 靠近。結合土壤溫度變化，試驗初期壓實雪層、加厚雪層對土壤保溫效果較好，雪層覆蓋下土壤整體溫度均比自然雪層覆蓋下土壤溫度高，土壤顆粒間固態水含量小，融化過程中液態水下滲受阻力小且水量豐富，同時下滲水分攜帶大量熱量，促進固態水融化使融化鋒面推移更快。此外，壓實雪層雪密度是其余雪層密度的2 倍，雪層較小的孔隙度在土壤凍結時段減少了雪-氣界面的能量交換，對土壤的保溫作用使土壤溫度更高。因此，自然雪層、加厚雪層、壓實雪層覆蓋下的土壤經歷4次凍融循環后融化鋒面大致為：5、15、25 cm。

此外，裸地情況下土壤的融化鋒面約在5～10 cm 處，自然雪層土壤融化鋒面約為5 cm 處。查閱文獻分析發現，由于土柱上部積雪蓋層阻礙土壤表面與室內空氣的直接接觸，積雪層具有一定的保溫隔熱作用，同時積雪還可以增加地表反照率，使得土柱內部受到的來自室溫的熱輻射較少，因此，自然雪層狀態下土柱的融化鋒面會相對較高[16]。

2.3 不同積雪覆蓋條件融雪水入滲估算

室內試驗觀察到土柱上端積雪均在第2次融化階段完全融化，為充分反映入滲補給后土壤水分含量，避免水分以融雪水的形式堆積在上部或者水分持續下滲積累到土柱底部導致測量困難，選取第3次融化過程中正午時分的土壤含水率計算積雪融化后土壤水分含量W2，且該時刻土壤中未凍水含量最接近用烘干法測得的總含水量。積雪融化前土壤水分含量W1使用土柱裝填完成后所測各土壤實際含水率求解。使用公式（1）、（2）計算不同積雪覆蓋條件下單位面積融雪水入滲量，計算結果見表1。

表1 融雪入滲量計算結果cmTab.1 Calculation of snowmelt infiltration

加厚雪層的雪層厚度是自然雪層的2倍，加厚雪層覆蓋下土壤融雪水入滲量是自然雪層覆蓋下土壤入滲量的1.96 倍，與雪層厚度關系接近。壓實雪層和加厚雪層2者雪量相同、前者雪密度為后者的2倍，壓實雪層覆蓋下土壤融雪水入滲量卻是加厚雪層覆蓋下土壤入滲量的1.22 倍。該現象與整個凍融循環周期中蒸發量不同有關，壓實雪層由于人工壓實，雪層的密度增大，孔隙度減小，積雪層深部以及土壤中的水分蒸發量較少，因此雪層本身的融化量較大，致使受融雪水補給后土壤水分變化量會相對較高。積雪覆蓋條件與融雪水入滲量呈現“不改變積雪密度，雪層厚度變為2倍時，土壤融雪水入滲量近似為2 倍；雪量不變雪密度變為2 倍時，土壤融雪入滲量增大為1.22倍”的規律。

積雪區冬季積雪覆蓋，積雪層可以保持土壤熱量、防止水分過量蒸發，同時積雪作為補給源，在春融時期持續穩定的滲入土壤，攜帶土壤顆粒中的鹽分補給地下水。大量的融雪水攜帶土壤熱量滲入深部含水層，土壤解凍速率加快，同時可以作為天然水源以減少生產灌溉所需的水量。因此充分利用融雪水，可以實現部分水資源量合理調控。

3 結 論

（1）積雪覆蓋下土壤水分運移受氣象條件、上邊界、深度、土壤溫度及鹽分含量等綜合作用，土壤水分剖面發生變化，在自然外界條件下，凍融作用使土壤水分向10 cm 左右處雙向運移并聚集，當氣溫升溫時土壤剖面各深度含水率增幅與初始含水率呈負相關。

（2）反復凍融土壤融化鋒面向下推移，厚層、高密度積雪可以減少能量散失有助于提高土壤保溫效果，融雪水下滲受阻力小且量大，水分攜帶大量熱量促使土壤融化鋒面推移更深、更快。

（3）積雪覆蓋條件與融雪入滲量呈現“不改變積雪密度，雪層厚度變為2 倍時，土壤融雪水入滲量近似為2 倍；雪量不變雪密度變為2 倍時，土壤融雪入滲量增大為1.22 倍”的規律，因此，對積雪人工壓實可以合理有效保存積雪融雪水，對于季凍區是不可忽視的一部分水資源量。