1.试验区气候及土壤条件
为了实施本课题的研究思路，在山西省汾河水利管理局的协同配合下，我们在山西省中心灌溉试验站进行了大量的野外田间试验研究。试验区位于太原盆地的中央地带，地形平坦，在山西省季节性冻土分布区有一定的代表性。
试验期间研究区土壤初冻始于1995年11月15日，最大冻深2.5 cm；11月20～28日土壤开始经历第二次冻结过程，最大冻深8.0 cm。在这两次冻融循环过程中，每日都经历一次夜冻昼融的日冻融循环。12月2日以后季节性冻层稳定向下发展，一周后距地表20.0 cm处的地温降到0℃以下。到2月中旬冻层厚度达到最大为63.5 cm。春季回暖，冻层融化。研究区地表初融开始于1996年2月28日，3月12日冻层进入由上而下和由下而上的双向消融阶段，3月20日冻层全部融通，全年冻结期约为5个月左右（土壤冻融过程见图6-9）。研究区年降雨量为450～490 mm，但年际变化较大，多雨年份达650 mm，少雨年份仅240 mm。降水在一年内分配极不均匀，约60%集中在7、8、9三个月。年均蒸发量高达1600～1800 mm，春夏连旱（春旱频率85%，夏旱频率50%）的情况经常出现，因区内水资源严重短缺，难以保证适农时灌溉，农作物生长受到严重威胁。因此，每年晚秋及早春的汾河储水保墒灌溉对该区的农业生产具有十分重要的意义。
区内土壤为太原盆地广布的典型土壤——盐化浅色草甸土。土壤养分含量为：有机质1.38%，全氮0.075%，速效磷30×10-6。耕作层物理性粉粒含量65%，粘粒含量23%，孔隙度48%。耕层下存在明显的犁底层，犁底层粘重致密，孔隙度小，容重大，质地重壤，透水、透气性差。土壤剖面分层理化性质见表6-3。
图6-9 土壤冻融过程曲线
表6-3 土壤剖面分层理化性质表
2.试验条件与方法
田间试验在中心灌溉试验站试验小区（水均衡封闭试坑）进行，试坑横截面为正方形，面积4 m2。封闭式试坑地下水位埋深分别为0.5 m、1.0 m、1.5 m、2.0 m、2.5 m、3.0 m，试坑间为混凝土隔离层。试坑土壤按照当地土壤剖面结构分层填筑，到试验进行时，已耕种5年。耕层土壤秋后人工翻松20 cm，地表土壤干容重为1.0 g/cm3，经秋后较长时间的休闲后，形成自上而下递增的土壤含水率分布，可以近似认为处于相对潜水稳定蒸发状态。试坑上端与地表齐平，下端与自动供水装置相连，中心埋设中子管和地温计。野外试验在1995-11～1996-03季节性冻融期进行。共设置三种灌溉定额（100 mm、60 mm、0），以分析不同水分条件下土壤水热变化及冬、春灌溉对土壤水热状况的影响。
试验观测项目包括土壤水分、温度及田间小气候的动态监测。小气候观测项目主要包括日照、太阳辐射、气温、湿度、露点温度、风速、降雨、蒸发等。
田间土壤水分的测定方法包括直接称重法和利用核技术、遥感技术、电磁技术等间接测定。直接法具有原理简单、测量精度高、设备简单等优点，但也有耗时长、破坏土体等缺点。间接法与直接法正好相反，具有简单、快速、不扰动土壤、可原位重复测量等优点，但其设备较复杂，测量的空间分辨率一般不高。在核技术方法中，中子仪通过测量土壤中H原子对快中子的散射，γ射线仪通过测量土壤对γ射线的衰减来推求土壤含水率。电磁技术方法利用土壤介电常数与含水率的关系来反求土壤含水率，其中包括时间域反射仪（TDR）、频域反射仪（FDR）。遥感技术主要用于大面积表土水分的监测。
在试验中采用称重法和中子法相结合的方法测定土壤含水率，中子法测点深度分别为10 cm、20 cm、30 cm、40 cm、50 cm、60 cm、80 cm、100 cm、120 cm、150 cm、180 cm、210 cm、250 cm、300 cm。在地表附近25 cm范围内，中子仪分辨率较低，所以采用称重法加以校正。地温的主要观测仪器有液体温度表、铂电阻、半导体热敏电阻、铜电阻测温计、热电偶等。试验土壤温度的测量采用地温计，地温测量深度为0 cm、5 cm、10 cm、15 cm、20 cm、30 cm、40 cm、80 cm、120 cm、180 cm、280 cm。土壤盐分只在试验开始和结束后取了两次样，剖面取样深度分别为5 cm、15 cm、25 cm、40 cm、60 cm、80 cm、100 cm。
3.试验过程中气温、地表温度变化规律
土壤的冻融状况主要取决于土壤温度、水分、盐分等因素，其中地温变化是决定性因素。地温的变化与气温密切相关，本节在试验观测资料的基础上，分析了试验期间（1995-11～1996-03）气温、地表温度的变化规律。
（1）气温、地表温度变化过程
图6-10 试验期间气温、地表温度变化过程
图6-10表示试验期间日平均气温与平均地表温度的变化过程及变化趋势。在山西省汾河灌区进入11月中旬以后，尽管日平均温度为正，但最低温度已达到0℃以下，表层土壤出现夜冻昼融现象。到11月底，日平均温度稳定通过0℃达到负值以后，大地封冻。此后，随着气温的不断下降，地表温度亦随之降低。到1月份气温和地表温度达到最低，然后又缓慢回升，到3月初稳定通过0℃转为正值。由图6-10中可以看出，气温和地表温度随时间的变化是同步的，只是同时段地表温度变化略大于气温。季节性冻融期，气温、地表温度随时间的变化趋势可分别用三次多项式进行回归：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
式中，dn为从某个冻融阶段开始时算起的日数，A0、A1、A2、A3为回归系数（表6-4）。
表6-4 气温、地温回归系数表
（2）气温、地表负积温变化过程
积温通常是指某一农业界限温度以上的日平均温度之和，积温这一概念在农业生产方面得到了广泛的应用。在土壤冻融过程的研究中引入负积温的概念，指的是季节性冻融期温度稳定通过0℃转变为负温以后温度绝对值的累积。土壤的冻结过程实际上是负温积累作用的结果，因此负积温概念的引入有利于从本质上对土壤冻融过程进行研究。
图6-11表示试验过程中日平均气温、地表负积温随时间的变化过程。与图6-10中温度变化过程一样，气温负积温与地表负积温的变化趋势是同步的，并且同时段气温负积温强度低于地表负积温。不同冻融阶段，气温负积温和地表负积温变化过程也可以分别用四次多项式进行回归：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
回归系数A0、A1、A2、A3、A4见表6-5。
表6-5 累积负温（气温、地温）回归系数表
图6-11 试验期间气温、地表负积温变化过程
图6-12为气温负积温与地表负积温的关系曲线。由图可见，二者存在明显的相关关系。在土壤冻结（Ts＜0℃）以及上层土壤融化（Ts＞0℃）期间，二者可分别用如下的线性关系式来表示：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
式中，STa、STs分别为气温负积温（℃）、地表负积温（℃），a、b为回归系数（表6-6）。
图6-12 试验期间气温负积温与地表负积温之间的关系
表6-6 气温负积温与地表负积温相关关系
负积温的累积过程，实际上是当温度低于零度后，温度的积分过程，根据积分与微分的关系，负积温对时间的负导数即为温度值：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
根据式（6.172）和（6.174）可得到：
水分在季节性非饱和冻融土壤中的运动
综合上式和（6.173）可得到：Ts=b·Ta
由表6-6可知，无论在冻结期，还是在融化期，回归系数 b ＞1 成立，所以，|Ts|总是大于|T a|。因此，对于冻结期（T s＜0），气温的负积温强度小于地温，即日平均地表温度低于气温；对于非冻结期（T s＞0），气温的负积温强度小于地温，即地表温度同样低于气温。
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