东北师范大学网络教育本科论文

论文题目：三江平原沼泽土冻融作用驱动

的水分剖面变化实验研究

学生姓名： X X X

指导教师： X X X 

学科专业： 地理专业

学    号： X X X X X X X X X X X X X X

学习中心： X X X X X X X X X X X X X X  

 东北师范大学远程与继续教育学院

X XX X 年X X月

独　创　性　声　明

本人对本文有以下声明：

1.  本人所呈交的论文是在指导教师指导下进行的研究工作及取得的研究成果，已按相关要求及时提交论文稿件，最终形成本文；

2.  在撰写过程中主动与导师保持密切联系，及时接受导师的指导；

3.  本文符合相关格式要求，除文中特别加以标注的地方外，论文中单篇引用他人已经发表或撰写过的研究成果不超过800字；

4.  本人本文成稿过程中不存在他人代写、抄袭或和他人论文雷同的现象。

论文作者签名：　　　　　              

日　　　　期：　　　　 年　　     月

摘    要

采集三江平原泥炭沼泽土和沼泽草甸土2种原状土样，测定其容重、透水率、有机质含量等理化性质，设定-10℃和-20℃两种冷源温度及10℃和16℃两种融化温度，采用室内模拟实验的方法，研究封闭系统恒温单向冻融过程中水分变化规律，并探讨冻融作用对湿地演替的影响。实验结果表明：沼泽土冻融过程中的温度变化可分为温度迅速下降阶段、温度缓慢降低阶段、温度稳定阶段、温度上升阶段；土体冻结时，在温度梯度的作用下，水分产生表聚现象；经过完整的冻融过程，特别是融化期冻土层和黏重土壤的双重阻水效应使土壤上部含水量增加，土壤水分运移状态由冻结时的上渗型转变为融化时的入渗型；温度梯度越大，水分变化量越大。季节性冻融作用促进沼泽湿地的发育，因此，必须有效地控制人类活动，切实保护冻土层，维持湿地的水分，以恢复并加强湿地的生态功能。

关键词：沼泽土；室内模拟；冻融过程；水分迁移

土壤水分是土壤的重要性质之一，它直接影响着土壤的特性和植物的生长，在湿地形成、发育，直至消亡的全过程中起着重要的作用^[1]。土壤冻融过程中，土壤水热状况发生变化，使得包气带水分重新分配，冻融前后含水量的分布有明显差异^[2]，温度梯度是土壤水分运动的重要驱动力^[3]。

冻土中水分迁移受到世界上许多国家的重视，近 30年来，各相关学科从不同角度和研究目的出发，在冻土水分迁移动力实验研究、水分迁移数学模型等方面取得了重要成果。原国红从能量观点引入了土水势的概念，认为土水势是冻土中未冻水迁移的动力^[4]。研究人员模拟开放和封闭系统的冻融过程，一般都采取恒温单向冻结^[5]，也有正弦和直线控温^[6]。以往对湿地冻融过程的研究多集中在土壤侵蚀^[7]、水分入渗^[8]、微生物群落与活性、元素地球化学循环等方面，对冻融过程中的水分变化关注较少，并且以野外观测为主，室内模拟实验较少。

三江平原季节性冻土广泛发育，冻融过程是本区重要的自然地理过程。研究表明，季节性冻土与沼泽湿地存在共生关系^[9]，冻融作用是促进土壤沼泽化^[10][11]的主要因子。由于冻土本身性质不稳定^[12]，对温度十分敏感，在全球变暖的大背景下和人为活动的干扰下，冻土的退化十分严重，导致沼泽演替呈现逆向趋势^[13]。因此，研究沼泽土冻融作用驱动下的水分迁移规律，能从机制上揭示冻融作用对于湿地双向演替的附加驱动力和效应，预测沼泽湿地的未来演替趋势，为深入开展湿地生态水文研究、合理利用水资源和保护湿地有效面积奠定理论基础。

本文集中研究冻融过程中沼泽土壤含水量的剖面变化规律，是国家自然科学基金重点项目“三江平原湿地系统双向演替下的结构、功能变化与生态效应”的一部分。

1    研究区概况

三江平原沼泽湿地是我国面积最大、分布连片的淡水沼泽湿地，位于黑龙江省东北部。洪河自然保护区（133°32′05″E～133°46′48″E，47°42′16″N～47°52′17″N）是三江平原湿地的缩影，原始生态系统保持完整，人为干扰少^[14]。本区为温带湿润、半湿润大陆性季风气候，1月均温-20℃，7月均温22℃，年降水量500～700mm，主要集中于7～9月份。季节冻土发育，自每年10月上旬开始冻结，翌年4月初达到最大冻结深度，历时约5个月。而后随着气温的升高，土壤自上而下开始融化，一般7月中旬完全融通，历时约3个月。冻土层厚度一般为220cm，融通界面约在地下1m处。植被类型以沼泽化草甸植被和沼泽植被为主，土壤类型有沼泽草甸土、腐殖质沼泽土、泥炭沼泽土和潜育白浆土、草甸白浆土等。由于地势低平，排水不畅，再加上冻层阻隔，致使融冰水、融雪水及春季降水大量汇聚地表，成为形成沼泽湿地的重要水源。

2    材料采集与研究方法

2.1    采样地点与方法

在洪河自然保护区三江实验站采集了泥炭沼泽土和沼泽草甸土共4个土样。取样点为133°36′59″E，47°34.5′35″N，土样为20cm×20cm×40cm的原状土柱。土壤分层情况如下：

泥炭沼泽土：0～8cm：黄褐色草根层，疏松。2～14cm：黑色泥炭层。14～20cm：黑色至灰色腐泥层。20～40cm：灰白色潜育层。                

沼泽草甸土：0～2cm：草根层。8～18cm：黑色泥炭层，含水量高。18～40cm：灰白色潜育层。

2.2    实验方法

冻融试验中设置2种温度模式，如表1。

表1  实验条件设计情况

Table 1 Design of experimental conditions

1.实验装置：土样外围包裹一层保鲜膜，以阻止土样与冰柜进行水汽交换。将土样装入自制的无盖保温箱（10cm厚的高度致密保温材料），再放入普通冰箱。土样剖面隔5cm分层，共分8层。每层安装一个温度传感器，在保温箱侧面留出一个5cm宽的活动面，方便冻融现象的观察。

图1  冻融实验装置

Fig.1 Device of freeze-thaw experiment

2.冻结实验：将冰柜温度调至指定冷源温度（-10℃/-20℃），把保温箱和土样（实验箱）放入冰柜，使土壤从顶部向下冻结。冻结过程中每隔10min测定土壤温度，并记录冻结深度，冻结完全后测量各层含水量。

3.融化实验：完全冻结后，将实验箱置于10℃、16℃（±1℃）的室内，使土壤从上向下融化。融化过程中每隔10min测定各层温度，并记录融化深度，融化完全后测定各层含水量。

3    结果分析

3.1    两种沼泽土的冻融过程

3.1.1 实验现象

（1）水分表聚现象 

土样放入冰柜后短时间内，保鲜膜内侧有水汽聚集，凝结成小水珠，并逐渐冻结为冰晶。经分析，聚集的水分主要由两部分组成：蒸发的水汽和在温度诱导下迁移的水分。蒸发存在于任何温度、任何条件下。温度诱导下迁移的水分是在冻结开始后，土样表面通过保鲜膜直接与冰柜中的冷空气接触，表层降温快，湿地土壤热容积大，降温慢，因此上下土层之间存在较大的温度差。在温度梯度的驱动下，下层的水向表面迁移。

（2）冻胀现象

土样中心明显凸出，人们普遍认为冻胀是水变成冰时体积增大造成的。实际上，冻结过程中的水分迁移是土体冻胀的主要根源。若没有水分迁移，水分只在原位冻结，冻胀量很小。而本实验观测到，土样表层刚开始冻结时并未冻胀，随着冻结的持续，表层冻胀量不断增大，且增大的速率不断降低，当达到某一定值后便不再增大。这说明随着表层温度不断降低，负温梯度驱动下层水分不断向上迁移，上层含水量增加，冻胀量增大。沼泽草甸土表层最大冻胀量为2cm，比泥炭沼泽土大。这是因为沼泽草甸土表层根系少，孔隙度小，水分迁移至表层冻结形成的大量冰晶很快填充较小的空隙，使得冻胀现象更明显。

3.2.2 冻融过程中的温度变化特征

土柱每间隔5cm为一个测温点，第一个测温点在表层1cm处。图2为4个试样在冻融过程中的温度变化曲线。

a(泥炭沼泽土-20℃)                          b(泥炭沼泽土-10℃)

 

             c(沼泽草甸土-20℃)                           d(沼泽草甸土-10℃)

图2  冻融过程中沼泽土剖面温度分布

Fig.2 Temperature changes of two marsh soil profiles during freeze-thaw process

泥炭沼泽土-20℃、-10℃下冻结过程分别历时111h、122h，融化分别历时62h、80h；沼泽草甸土-20℃、-10℃下冻结过程分别历时72h、46h，融化分别历时88h、60h。相同冷源温度下，泥炭沼泽土冻融时间更长，这和土壤的理化性质密切相关。由于泥炭沼泽土表层草根多，孔隙度大，容重小，导热率小，热容量大^[17]，土壤冻结时储存负温，冷量向下传递速度慢，完全冻结所需时间更长。同理，融化时间也更长。

从总体趋势上看，不同试样在冻融过程中温度变化趋势一致；同一试样中，竖向各点温度变化趋势也相同，冻结过程中温度变化大致分为4个阶段：温度迅速下降、温度缓慢降低、温度稳定、温度上升阶段。冻结时间越长，温度下降速率减小，试样下部的温度下降稍微滞后于上部，上部点的温度处于稳定阶段时，下部点的温度才处于缓慢降低阶段。具体分析如下：

1.温度迅速下降阶段：土样放入冰箱后，各层温度迅速下降，短时间内降到很小的正温值（2～5℃）。各层持续时间并不一样，由表层往下依次增加，相同的冷源温度下，沼泽草甸土小于泥炭沼泽土。而冷源温度越低，此阶段所需时间越短。

2.温度缓慢降低阶段：温度从正温缓慢向负温降低，土中的水分开始发生相变，晶芽的形成及生长会释放结晶潜热，对冲环境的负温，引起土中温度变跃，使得土样温度下降缓慢。这个阶段持续时间较长。

3.温度稳定阶段：当温度缓慢降低到一定负温，温度稳定下来，并持续一段时间，该稳定温度就是土中水的冻结温度^[18]。由图2可以看出，表层的冻结温度低于下层，泥炭沼泽土冷源温度为-20℃，冻结深度为6cm时，6cm处的温度为-0.6℃，而冻结深度为26cm时，26cm处的温度为0.4℃。当大部分的水相变为冰，不受结晶潜热的影响，土体温度基本保持恒定。

4.温度上升阶段：温度快速上升，短时间内达到正温。对比不同土层之间的温度变化，得到以下规律：

（1）融化阶段也可以分为3个小阶段：温度迅速上升到冻结温度的阶段；突破冻结温度阶段，这个时期冰相变为水，吸收大量的热，温度上升缓慢；稳定上升阶段。从图2可以看出，第一阶段温度上升的速率明显快于第三阶段。这是由于冰的导热率是水的4倍，为2.2 W/m﹒K，土样在冻结后导热率增加^[19]。

（2）表层1cm的温度与下面6点的温度差异非常明显，随着土壤深度的增加，相邻层次间的温差逐渐减小，即土壤上部的温度梯度大于下部。

（3）融化阶段与冻结阶段稍有不同。冻结阶段负温是一直向下传递，各个点温度几乎同时开始降低。而融化阶段表层融化快要结束时，下层的土温才开始上升，下层融化才开始。

3.2.3 冻融过程中的水分变化特征

图3表示4个试样在冻融过程中的水分变化曲线。

             a(泥炭沼泽土-20℃)                    b(泥炭沼泽土-10℃)

             c(沼泽草甸土-20℃)                    d(沼泽草甸土-10℃)

图3  冻融过程中沼泽土剖面含水量分布

Fig.3 Water content changes of two bog soil profiles during freeze-thaw process

从图3可以看出土壤冻融前后含水量变化具有相似的规律：与初始含水量相比，冻融后试样上部土层含水量增加，产生水分积聚，下部减少。土壤完全冻结后，上半部分含水量均有所增加，以第2层和第3层的增加最为明显，下半部分以减少为主，也有一些层次有少量增加；土壤完全融化后，相比完全冻结时，表层含水量减少，中部和底部增加。

原状土样不同层间的理化性质差异明显，各层的持水能力和初始含水率并不相同，采用含水率的增减（冻结完全时含水量/融化完全时含水量-初始含水量）情况来对比冻融过程中各层水分的变化，如图4所示。

a(泥炭沼泽土-20℃)                    b(泥炭沼泽土-10℃)

              c(沼泽草甸土-20℃)                   d(沼泽草甸土-10℃)

图4  冻融过程中两种沼泽土含水量变化

Fig.4 Water content changes of two bog soil profiles during freeze-thaw process

从上图可以看出：不同温度模式对土样水分的迁移影响非常明显。（1）冷源温度越低，水分迁移量越小；（2）温度梯度越大，水分迁移量越多，水分场达到重新分布的时间越短，冻结前后的水分变化量随土层的深度加大而有减小趋势。

土壤在冻结过程中，水分运移以液相水和气相水两种形式进行，主要受水势分布和地温分布的共同影响。当土壤发生单向冻结时，表层温度迅速下降，表层土壤迅速冻结，水分迁移量不是很大。在整个冻结过程中，表面有一定的蒸发，因此，顶部的水分有一定程度的减少。冻土层从地表形成向下发育过程中，冻土层下界面处土壤水势值较小，由此处向下土壤水势值逐渐增加^[20]，因此，在冻土层与下层土壤之间，水分在土水势的作用下，不断通过毛管水持续向冻层下界面（冻结锋面）迁移，即水分从土样的暖端向冷端迁移，呈上渗状态，而且此阶段温度处于稳定阶段（见温度变化分析），经历的冻结时间长，致使中上层水分增加明显，下层水分减少。下层水分减少还有一个原因是上部温度梯度大于下部的温度梯度（如图2），下层水分迁移量少，而使得中下层减少的水分得不到及时的补充。同种土壤，冷源温度为-20℃时，整个土壤剖面温度下降快，相邻两层的温度差异小，温度梯度小，水分变化量小。从迁移机理上来看，冻结过程的水分迁移是由温度梯度引起的，在温度梯度作用下，土中未冻水沿着温度降低的方向迁移，迁移量随温度梯度的增大而增加。

土壤在室温下单向融化时，由于冻土层在冻结过程中积累了大量水分，表层冻土和顶部的冰晶融化入渗（自然界中有积雪），使原冻土层位置的土液态水增加，成为土壤水的高能区。因此，水分在重力作用下向下迁移，呈下渗型。融化初期，中下部仍有冻土层，可以有效地阻止表层水向深部迁移。水分的下渗和蒸发使得表层（0～5cm）水分减少，下渗和冻土层的阻水作用使第2、3层的含水量先增加再减少。由于沼泽土质地黏重，透水率性很差，特别是沼泽草甸土和泥炭沼泽土20cm以下的层次几乎不透水，导致第4层的含水量大，底层的含水量变化较小。

沼泽草甸土与泥炭沼泽土剖面性质相似，但泥炭沼泽土含水量更高，孔隙度大，透水性能更好。从图3和图4可以看出，相同温度梯度下，泥炭沼泽土冻融过程中含水量的变化明显大于沼泽草甸土，这说明土壤冻融机制与土壤理化性质和热学特性等有密切联系。

3.2    对湿地演替的影响和对湿地恢复的启示

三江平原属于季风气候，冬季干寒，春季降水少，升温快，多大风，蒸发强，而此时是农作物和植物的需水时期^[21]，导致该地区春旱严重。本文实验结果显示，经过一个完整的冻融过程后，上部土层含水量增加，融化时，冻土层和黏重土壤的双重阻水效应使得融化的水分都滞留在10～20cm层，在一定程度上缓解春旱和补给地下水，有利于湿地植物的生长和湿地水分的维持，促进湿地的发育。另外，冻融过程中上部土层温度变化快，下部土层温度变化平稳的特点对冻土具有保护作用，间接促进湿地发育，而冻土的退化必然导致湿地萎缩。

最新资料^[22]显示，东北地区冻土在过去50年显著退化，并有加快的趋势。究其原因，全球气候变暖是大的背景，而森林砍伐、道路和房舍修建等人为活动加剧了冻土保护层（即地植被层和泥炭层）的破坏则是直接原因^[23]。另外，三江平原经过大规模的农业开发和耕地开垦，大片的沼泽湿地被耕地分割，地表积水被农田排水沟渠系统疏干，局部地段地下水水位大幅度下降^[24][25][26]，致使湿地生态失去支撑。人为因素和自然因素共同导致冻土退化、水分减少，进而使湿地面积急剧减少，功能下降，退化严重，出现了双向演替。

综上所述，冻融作用是寒区沼泽湿地形成和发育的重要驱动因素，冻土与湿地存在共生关系，因此，必须适度控制人为活动，切实保护冻土层，维持湿地的水分，以恢以及加强复湿地的生态功能。

4     结论与讨论

4.1    结论

（1）土壤冻融过程中竖向各层温度的变化趋势大致可分为四个阶段：温度迅速下降阶段、温度缓慢降低阶段、温度稳定阶段、温度上升阶段。表层温度变化活跃，下层比较平稳。上层土壤冻结时降温速率快，融化时升温速率也快，且融化速率比冻结速率快；下层土壤冻结时降温速率快，融化时升温速率非常缓慢。

（2）在冻土层形成发育过程中，在温度梯度作用下，土壤水汽由暖端流向冷端（冻土层下界面附近）凝结，引起土壤上部土层含水量增加，并在完全冻结时增至最大。土壤水分运移状态为上渗型。

（3）在融化过程，由于温度升高，冻土层下界面终止了向深部发育，土体逐渐融化，表层土壤水分蒸发和向下入渗导致含水量逐渐减小，冻土层和黏重土壤的双重阻水效应使得融化后的水分都滞留在10～20cm层，土壤水分运移状态为入渗型。

（4）不同温度模式对土样中水分的迁移影响非常明显。冷源温度越低，上下层温度梯度越小，水分场达到重新分布的时间越短，水分迁移量越小，冻结前后的水分变化量随土层的深度加大而有减小趋势。

（5）土壤冻融机制与土壤理化性质和热学特性等有密切联系。

（6）季节性冻融作用促进沼泽湿地的发育，而农田排水沟渠、森林砍伐、道路修建等人为活动破坏了冻土层，排干了水分，使得三江平原湿地出现了逆向演替。因此，必须适度控制人为活动，切实保护冻土层，维持湿地的水分，以恢以及加强复湿地的生态功能。

4.2    讨论

湿地沼泽土自然状况下冻融过程相当复杂，涉及气象、土壤、农业、水资源、冻土学等多个学科。本文实验结果只是模拟值，与自然界冻融过程存在差异，许多问题需要今后进一步研究，如设立多个含水量梯度，设计开放系统的模拟实验，选取人为扰动后的沼泽土进行试验对比，同时进行野外观测，以对湿地冻融规律和湿地演替进一步研究提供依据。

参考文献

[1]WILLIAM J M，JAMES G G.Wetlands: 2nd ed[M].New York: Wiley Press，2000:107-155.

[2]那平山，李寒雪，张汝民，等.试论冻结滞水[J].水文地质工程地质，1998(3):17-20.

[3]郑冬梅，许林书，罗金明，包春红.松嫩平原盐沼湿地冻融期水盐动态研究[J].湿地科学，2005，3(1).

[4]原国红.季节冻土水分迁移的机理及数值模拟[D].长春:吉林大学,2006.

[5]徐学祖，邓友生.冻土中水分迁移的试验研究[J].科学出版社. 1991:2-40.

[6]于琳琳.不同人工冻结条件下土的冻胀试验研究[J].哈尔滨:哈尔滨工业大学,2006:9-10.

[7]Zuzel J F,Allmaras R R, Greenwalt R. Runoff and soil erosion on frozen soils in northeastern Oregon[J].Journal of Soil and Water Conservation,1982,37(6):351-354.

[8]Bloomsberg G.L，Wang SJ. Effect of moisture content on permeability of frozen soil[C].In: 16th annual meeting of Pacific Northwest Region. American Geophysical Union，1969，30-33.

[9]孙广友，金会军，于少鹏．沼泽湿地与多年冻土的共生模式-以中国大兴安岭和小兴安岭为例[J]．湿地科学，2008，6（4）：479-486

[10]孙广友，金会军，于少鹏．沼泽湿地与多年冻土的共生模式-以中国大兴安岭和小兴安岭为例[J]．湿地科学，2008，6（4）：479-486

[11]王永洁，罗金明，叶雅杰等.季节性冻融对扎龙湿地演化的影响[J].水土保持学报，2009，23(5).

[12]徐学祖，王家橙，张立新.冻土物理学[M].北京:科学出版社，2001，1.

[13]邱学林.三江平原湿地退化驱动因素分析与生态保护和恢复的对策[J].2010，38(1)

[14]王长科，吕宪国，刘红玉.洪河自然保护区生物多样性保护[J].地理学与国土研究，2001，17(3):63-67.

[15]许林书.土壤地理学原理[M].长春:东北师范大学出版社，2005，68-72.

[16]许林书.土壤地理学原理[M].长春:东北师范大学出版社，2005，45-46.

[17]王学雷.沼泽土壤热学特性研究[J].地理科学，1993，13(1).

[18]冷毅飞.冻土未冻水室内综合实验研究[J].吉林大学硕士学位论文，2004.

[19]郑秀清，樊贵盛，赵生义.水分在季节性冻土中的运动[J].太原理工大学学报，1998，29(1).

[20]荆继红，韩双平，王新忠，白铭.冻结—冻融过程中水分运移机理[J].地球学报，2007，28(1).

[21]那守海，张杰，莽虹.三江平原湿地生态环境减少刍议[J].东北林业大学学报，2004，32（2）.

[22]何瑞霞，金会军，吕兰芝等.东北北部冻土退化与寒区生态环境变化[J].冰川冻土，2009，31 (3):525-531.

[23]金凤新，吕文博，张芸慧.试论大兴安岭地区湿地与冻土的依存关系[J].防护林科技，2007(81).

[24]姜琦刚，崔瀚文，李远华.东北三江平原湿地动态变化研究[J].吉林大学学报，2009，39(6).

[25]邱学林.三江平原湿地退化驱动因素分析与生态保护和恢复的对策[J].黑龙江水利科技，2010，38 (1).

[26]左爱国，宋跃华，宋子萱.三江平原沼泽湿地退化现状及保护对策[J].黑龙江水专学报，2007，34(3).